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INSTITUTO DE QUÍMICA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS - GEOQUÍMICA
JOÃO TERRA ASSINY RAPHAELLI
EVOLUÇÃO DEPOSICIONAL E TRÓFICA NAS
BIOFÁCIES SEDIMENTARES DA LAGOA VERMELHA,
RIO DE JANEIRO
NITERÓI, RJ
2018
JOÃO TERRA ASSINY RAPHAELLI
EVOLUÇÃO DEPOSICIONAL E TRÓFICA NAS
BIOFÁCIES SEDIMENTARES DA LAGOA VERMELHA,
RIO DE JANEIRO
Orientadora:
Profª Drª Carla Regina Alves Carvalho
Coorientadora:
Profª Dª Elisamara Sabadini Santos
Niterói, RJ
2018
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geociências da Universidade
Federal Fluminense, como requisito parcial para
obtenção do Grau de Mestre. Área de
Concentração: Geoquímica Ambiental.
UFF. SDC. Biblioteca de Pós-Graduação em Geoquímica
Bibliotecária responsável: Verônica de Souza Gomes – CRB7/5915
R217 Raphaelli, João Terra Assiny.
Evolução deposicional e trófica nas biofáceis sedimentares da Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro / João Terra Assiny Raphaelli. – Niterói : [s.n.], 2018.
99 f. : il. color. ; 30 cm.
Dissertação (Mestrado em Geociências - Geoquímica Ambiental) - Universidade Federal Fluminense, Niterói, 2018. Orientadora: Profª. Drª. Carla Regina Alves Carvalho. Coorientadora: Profª. Drª. Elisamara Sabadini Santos.
1. Sedimentação. 2. Fácies sedimentares. 3. Granulometria.
4. Geocronologia. 5. Biopolímeros. 6. Lagoa Vermelha (RJ). 7. Produção intelectual. I. Título.
CDD 551.46083
À minha mãe, Isabel Cristina Assiny Raphaelli, por me ensinar
o valor do conhecimento, por estar em meu coração em todo
momento e pelo maior exmplo que tive na vida. (In Memoriam).
À minha família, pela fortaleza e por confiar e apostar na
minha capacidade.
AGRADECIMENTOS
À Profª DSc. Carla Regina A. Carvalho, pela orientação, apoio em todas as horas,
dedicação, confiança e perseverança, mesmo nas horas em que as dificuldades eram
inevitáveis. Desejo manter no futuro a amizade adquirida.
À Profª DSc. Elisamara Sabadini-Santos, pela co-orientação, dedicação, apoio no Mestrado
e fora dele, pela generosidade e amizade que ficou para a vida. Espero que possa contar
comigo tanto quanto eu pude contar contigo.
À Profª DSc. Ana Luiza S. Albuquerque, por toda a ajuda prestada no Departamento ao
longo do Mestrado, pela participação, considerações perspicazes na pré-banca e banca final
e pela amizade construída. Espero trabalharmos juntos no futuro.
À Profª DSc. Maria Dolores Wanderley, por ter aceitado participar da banca final,
contribuindo imensamente para a conclusão deste trabalho.
Ao Prof. DSc. Edison D. Bidone, pelas colaborações perspicazes e generosas ao longo do
projeto. Mestre e amigo, sua colaboração foi muito importante.
À Profª DSc. Mirian A. C. Crapez, pelo entusiasmo nas interpretações e pela utilização do
Laboratório na BIOMAR-UFF.
A Daniella da C. Pereira e Daniel D. Loureiro, pela parceria e desenvolvimento do Projeto.
A meu amigo Angelo Cesar B. de Carvalho, por ter me ajudado na confecção do mapa, por
termos divido os momentos em sala de aula, na sociedade da alocação do apartamento e na
disposição em ajudar a solucionar problemas inerentes neste percurso.
Às minhas amigas Luíza R. Rocha e Lívia B. Pessanha, pela história na geologia que
sedimentou a amizade que perdurou até o presente e foi de grande ajuda em vários
momentos de dificuldade ao longo do Mestrado.
Ao colaborador e amigo Eduardo Monteiro, pelo tempo gasto de sexta-feira de carnaval no
auxílio da confecção das tabelas e gráficos.
Ao Prof. e amigo Guilherme Henrique de S. Martins, pela flexibilidade, amizade e pelo
excelente trabalho e desmistificação da língua.
À Maria Isabela N. de Oliveira, pelo auxílio com as amostras em laboratório e pelas dicas
pessoais para a manutenção do Mestrado.
Ao Prof. DSc. Marcelo C. Bernardes, ao Prf. DSc. Bastiaan A. Knoppers, ao Prof. DSc.
Renato C. Cordeiro e ao Prof. DSc. Emmanoel V. da Silva Filho, pela utilização e
infraestrutura dos laboratório necessárias para o êxito deste trabalho.
A todo o corpo docente e administrativo do Departamento de Geoquimica Ambiental que
sempre se domonstrou generosos para realização dostrabalhos técnicos e burocráticos.
Aos funcionários da manutenção do Instituto que fazem muito além do que lhes são
atribuídos, cooperando enormemente para o andamento das tarefas.
Aos meus amigos de turma, por terem dividido momentos de alegria e aflição, por terem
aturado meus momentos de revolta inerentes a minha natureza e por terem confiado a mim a
representação dos alunos frente ao Conselho. Espero que mantenhamos a amizade.
“Toda a nossa ciência, comparada com a realidade, é primitiva e
infantil – e, no entanto, é a coisa mais preciosa que temos”.
Albert Einstein
RESUMO
Variações do nível do mar no Quaternário esculpiram as planícies litorâneas no sul e
sudeste do Brasil e formaram os sistemas lagunares fluminenses, os quais possuem uma
evolução geomorfológica que passa pela redução de seu espelho d’água,
hipersalinização e seccionamento, podendo evoluir a brejos ou mesmo desaparecer.
Nesse contexto, a Lagoa Vermelha se configura como uma laguna costeira carbonática
hipersalina de microclima transicional tropical-semiárido quente, condições que
favorecem a precipitação de minerais como aragonita, calcita e dolomita e permitem a
formação de microbialitos, estruturas organossedimentares excepcionais derivados da
precipitação mineral bioinduzida ou diretamente bioprecipitada. Dentre os diversos
tipos de microbialitos, destacam-se as esteiras microbianas e os estromatólitos. Por ter
característica correlatas de alguns poucos lugares no mundo, como no Oriente Médio e
Austrália, existem iniciativas na tentativa da preservação desse tipo de ambiente como a
criação do Parque Estadual Costa do Sol em 2012. Apesar dessa excepcionalidade, a
pressão antrópica tem demonstrado sinais de impacto sobre a Lagoa Vermelha. Neste
trabalho houve o estudo da evolução sedimentar e trófica recente para colaborar com o
conhecimento sobre os processos que governam a formação das estruturas, da
sedimentação e sua correlação biológica no tocante a produção da matéria orgânica e
microbialitos. Com a coleta de dois testemunhos (LV-O e LV-E) em lobos diferentes da
laguna, foram feitas análises de granulometria, biopolímeros, matéria orgânica e datação
pelo método de 210Pb para inferir a geocronologia. Após a classificação das biofácies,
pôde ser atestada a hegemonia de minerais carbonáticos sobre siliciclásticos em todas as
frações granulométricas, com destaque para os finos. Também foi observado o domínio
de lipídio sobre os demais biopolímeros em todas as biofácies dos dois testemunhos,
indicando diagênese acelerada pela comunidade microbiana e grande potencial no
acúmulo de carbono. A ordem biopolímérica lipídios > proteínas > carboidratos
permaneceu constante, com exceção das biofácies medianas do testemunho LV-O. A
razão proteína/carboidrato seguiu esse resultado, tendo valores menores que um apenas
nas biofácies centrais do LV-O. A matéria orgânica acompanhou as tendências gerais
dos biopolímeros, enfatizando a participação da fração lábil na composição orgânica dos
sedimentos. Houve paralelo, também, da matéria orgânica com a granulometria,
corroborando a resposta clássica dos processos hidrodinâmicos sobre a preservação da
matéria orgânica, com exceção de uma biofácie intermediária e das biofácies do topo do
LV-O. Nessas últimas, a hidrodinâmica marcada pela granulometria não respondeu a
tendência crescente da matéria orgânica, dos biopolímeros e da razão
proteína/carboidrato. Associando esse resultado à datação por 210Pb, ficou sugerida
influência antrópica com input de material orgânico no sistema na história deposicional
mais recente da Lagoa Vermelha.
Palavras-chave: Microbialitos. Organossedimentares. Biopolímeros. Matéria orgânica.
Granulometria. Geocronologia. Chumbo-210.
ABSTRACT
Sea level variations during the Quaternary have shaped coastal plains in southern and
southeastern Brazil and formed the coastal lagoon systems in the State of Rio de
Janeiro, which geomorphological evolution comprises the reduction of their water
mirror, hypersalination and sectioning, evolving to swamps or disappearing. In this
context, Lagoa Vermelha is a coastal, carbonate and hypersaline lagoon, in a context of
hot tropical semi-arid transitional microclimate, favoring the precipitation of
carbonaceous minerals such as aragonite, calcite and dolomite, and the formation of
microbialites, exceptional organosedimentary structures derived from bio-induced
mineral precipitation or directly bioprecipitated. While the production of microbial mats
and stromatolites still occurs in the present, the anthropic pressure impacts Lagoa
Vermelha. In this work, we study sedimentary and trophic evolution during its
geological history along the Holocene in order to understand the processes that govern
the formation of the different structures, sedimentation and their biological correlation
in the production of the organic matter and microbialites. From two sediment cores
(LV-O and LV-E) collected in different lagoon lobes we analyzed granulometry,
biopolymers, organic matter and geochronology by 210Pb dating method. Biofacies were
classified and the amount of carbonic minerals was greater than siliciclastics in all the
granulometric fractions, especially within the fine fraction, while the amount of lipids
was greater than other biopolymers in all the biofacies of the two samples, indicating
accelerated diagenesis by the microbial community and great potential in the
accumulation of carbon. The biopolymeric order lipids > proteins > carbohydrates
remained constant, except for the median biofacies of the LV-O, where there was an
inversion in the carbohydrate-protein order. The protein / carbohydrate ratio followed
this result, having values smaller than one in the central biofacie of LV-O, only. The
organic matter followed the general trends of the biopolymers, emphasizing the
participation of the labile fraction in the organic composition of the sediments. There
was also a parallel of the organic matter with the granulometry, corroborating the classic
response of the hydrodynamic processes on the preservation of the organic matter,
except for an intermediate biofacie and the biofacies of the top of the LV-O. In the
latter, the hydrodynamics marked by granulometry did not respond to the growing trend
of organic matter, biopolymers and the protein / carbohydrate ratio. Associating this
hydrodynamic paradox with the 210Pb dating, recent (last century) sedimentation was
confirmed for these top biofacies, suggesting anthropic influence with input of organic
material in the system in the most recent depositional history of the Lagoa Vermelha.
Keywords: Microbialites. Organosedimentary. Biopolymers. Organic matter.
Granulometry. Geochronology. Lead-210.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1: Mapa da geologia geral da zona costeira entre Guaratiba e Cabo Frio..........20
Figura 2: Geologia das Lagunas plesistocênica e holocênicas do fluminense...............23
Figura 3: Alto estrutural de Cabo Frio, formado por horsts e grabens do falhamento do
embasamento cristalino, separando os depocentros das Bacias de Campos (NE) e Santos
(SW) fase rifte.................................................................................................................27
Figura 4: Representação da formação e implementação do biofilme. (A) Início do
biofilme - implantação da comunidade pioneira sobre um substrato; (B) células em
divisão; (C) colonização secundária; (D) formação de um biofilme maduro..................30
Figura 5: Modelo geocronológico para datação do 210Pb...............................................38
Figura 6: Localização das lagunas hipersalinas da Região dos Lagos fluminense........41
Figura 7: Foto tirada da coleta de esteira microbiana na Lagoa Vermelha (modificado
de Feder, 2014)................................................................................................................42
Figura 8: Localização dos testemunhos amostrados LV-O, mais a oeste, e LV-E, mais a
leste, na Lagoa Vermelha................................................................................................44
Figura 9: Fotos dos testemunhos LV-O (a esquerda) e LV-E (a direita) amostrados na
Lagoa Vermelha e abertos em campo.............................................................................46
Figura 10: Testemunhos LV-O (a esquerda) e LV-E (a direita) com as biofácies
identificadas.....................................................................................................................48
Figura 11: Modelo do comportamento da atividade do 210Pb em função da
profundidade de soterramento (CIC)...............................................................................51
Figura 12: Colunas Estratigráficas de LV-O e LV-E.....................................................56
Figura 13: Perfil granulométrico em função da profundidade dos testemunhos LV-O e
LV-E................................................................................................................................57
Figura 14: Perfis da distribuição dos valores das concentrações de MO ao lado do perfil
de finos em LV-O (à esquerda) e em LV-E (à direita)....................................................59
Figura 15: Função [ln210Pb(ex)] x profundidade (cm) a partir da datação do 210Pb para
as 9 amostras do topo de LV-O.......................................................................................61
Figura 16: Função [ln210Pb(ex)] x profundidade (cm) a partir da datação do 210Pb para
as 8 amostras do topo de LV-E........................................................................................61
Figura 17: Perfis da distribuição das concentrações de biopolímeros (PTR, CHO e
LPD) ao longo dos testemunhos LV-O (à esquerda) e LV-E (à direita).........................62
Figura 18: Perfil da distribuição dos valores das concentrações da razão PTN:CHO ao
lado do perfil da distribuição dos valores das concentrações de LPD no testemunho LV-
O (à esquerda) e LV-E (à direita)....................................................................................64
Figura 19: Associação geocronológica dados biogeoquímicos encontrados em LV-O.71
Figura 20: Associação geocronológica dados biogeoquímicos encontrados em LV-O.72
LISTA DE TABELAS
Tabela 1: Classificação do estado trófico no ambiente utilizando PTN e CHO......................36
Tabela 2: Distribuição amostral nas biofácies de LV-O e LV-E....................................47
Tabela 3: Diagrama de biofácies dos testemunhos LV-O e LV-E.................................55
LISTA DE ABREVIATURAS E SÍMBOLOS
Ag – Prata
BPC – Carbono Biopolimérico
CHO – Carboidrato
CILAS – Particle Size Analyzer
Co – Cobalto
Cu – Cobre
C(t) – Concentração de Carbono Radioativo
C0 – Concentração Inicial do Carbono Radioativo
EPS – Substância Polimérica Extracelular
Fe – Ferro
HCl – Ácido Clorídrico
HPGe – Germânio Hiper-puro
H2S – Ácido Sulfídrico
LAC-UFF – Laboratório de Carbono
LARAMAM – Laboratório de Radioisótopos Aplicados ao Meio Ambiente no Instituto
LPD – Lipídio
LPD – Lipídio
LV-O – Testemunho Coletado no Lobo Esquerdo da Lagoa Vermelha.
MO – Matéria Orgânica
MICROMAR – Laboratório de Microbiologia Marinha
PTN – Proteína
Pb – Chumbo
PTN:CHO – Razão Proteína/Carboidrato
U – Urânio
Zn – Zinco
- Constante de Decaimento Radioativo Característica de cada Radioisótopo
t – Tempo
14C – Radioisótopo do Carbono
18O - Radioisótopo do Oxigênio
206Pb – Isótopo Estável do Chumbo
210Cs – Radioisótopo do Césio
210Pb – Radioisótopo do Chumbo
210Bi – Radioisótopo do Bismuto
222Rn – Radioisótopo do Radônio
226Ra – Radioisótopo do Rádio
238U – Radioisótopo do Urânio
210Pbexc – Radioisótopo de Chumbo em Excesso
210Pbtotal – Radioisótopo de Chumbo Total
210Pbsup – Radioisótopo de Chumbo.
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO..........................................................................................................15
2 OBJETIDOS...............................................................................................................18
2.1 OBJETIVO GERAL..................................................................................................18
2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS....................................................................................18
3 BASE TEÓRICA........................................................................................................19
3.1 GEOLOGIA E GÊNESE DAS LAGUNAS FLUMINENSES.................................19
3.1.1 Mudanças do Nível do Mar ao Longo do Quaternário.....................................23
3.1.2 Microclima: A Influência dos Parâmetros Climáticos na Sedimentação das
Lagunas...........................................................................................................................24
3.1.3 Ressurgência de Cabo Frio..................................................................................25
3.2 GEOMICROBIOLOGIA DAS LAGUNAS HIPERSALINAS FLUMINENSES...28
3.3 COMPOSIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA SEDIMENTAR..............................32
3.4 GEOCRONOLOGIA.................................................................................................36
4 ÁREA DE ESTUDO...................................................................................................40
5 MATERIAIS E MÉTODOS......................................................................................44
5.1 AMOSTRAGEM.......................................................................................................44
5.2 DETERMINAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA...................................................49
5.3 ANÁLISE GRANULOMÉTRICA............................................................................49
5.4 GEOCRONOLOGIA.................................................................................................50
5.5 DETERMINAÇÃO DOS BIOPOLÍMEROS............................................................51
5.5.1 Lipídios (LPD).......................................................................................................52
5.5.2 Proteínas (PTN)....................................................................................................52
5.5.3 Carboidratos (CHO).............................................................................................52
5.5.4 Carbono Orgânico Biopolimérico (BPC)...........................................................53
5.5.5 Razão PTN:CHO..................................................................................................53
6 ESULTADOS..............................................................................................................54
6.1 BIOFÁCIES SEDIMENTARES...............................................................................54
6.2 GRANULOMETRIA................................................................................................57
6.3 MATÉRIA ORGÂNICA (MO).................................................................................58
6.4 GEOCRONOLOGIA.................................................................................................60
6.5 BIOPOLÍMEROS......................................................................................................62
6.6 RAZÃO PTN:CHO...................................................................................................63
7 DISCUSSÃO...............................................................................................................66
8 CONCLUSÕES...........................................................................................................75
9 REFERÊNCIAS..........................................................................................................78
15
1 INTRODUÇÃO
Nas regiões sul e sudeste do Brasil apresentam sistemas lagunares costeiros formados
durante as variações do nível do mar do Quaternário (MARTIN; DOMINGUEZ, 1994). No
litoral sudeste do Estado do Rio de Janeiro, o sistema lagunar se situa em região de
microclima transicional tropical-semiárido quente (KÖPPEN; GEIGER, 1928) e é associado a
outros sistemas sedimentares que ocorrem no mundo no presente, como no Oriente Médio e
Austrália (BIRD, 1994).
De acordo com Höhn et al. (1986), a região entre Saquarema e Cabo Frio experimenta
um clima quente com déficit de precipitação, o que estimula a formação de lagunas
hipersalinas e sabkhas1 costeiras. A hipersalinidade dessas lagunas favorece a precipitação de
sais, entre eles minerais carbonáticos como aragonita, calcita e dolomita (VASCONCELOS et
al., 1988; VISSCHER; STOLZ, 2005; SANTELLI et al., 2006). Esses minerais precipitados
podem formar microbialitos, modelos excepcionais de estruturas organossedimentares
derivados da precipitação mineral e/ou captura e ligação de carbonatos pelos organismos
bentônicos (BURNE; MOORE, 1987; RIDING, 2000; TICE; LOWE, 2004; VISSCHER;
STOLZ, 2005). Dentre os diversos tipos de microbialitos destacam-se os estromatólitos,
estruturas organossedimentares acamadadas geradas a partir da bioprecipitação de carbonatos.
Esteiras microbianas são de grande importância paleontológica e geológica por serem
precursoras dos estromatólitos e dos microbialitos. Além de ser notória a importância dessas
estruturas graças a sua capacidade de biomineralizar o carbonato e acumular carbono, ainda
participam enormemente no ciclo global deste elemento (DAWES; SENIOR, 1973; DUPRAZ
et al 2009, AHRENDT et al 2014). Esteiras microbianas podem ser definidas como estruturas
organossedimentares não litificadas formadas a partir do acréscimo laminar microbiano
(AWRAMIK, 1990; GOLUBIC et al., 1975; VAN LITH et al., 2002; VASCONCELOS et al.,
2006) e são consideradas ecossistemas autossustentáveis (Burne and Moore, 1987).
O termo mat (que em português é designado como tapete) é aplicado por se configurar
como uma cobertura contínua e coesa – o biofilme - (KRUMBEIN et al., 2003), onde
microorganismos de diferentes metabolismos em relação interespecífica colonizam
1 Sabkhas costeiras: Planícies cobertas por sal entre a zona intertidal e supratidal de regiões áridas costeiras
fortemente influenciadas pela água de origem marinha.
16
sedimentos superficiais. Encontradas em vários habitats costeiros, desde as regiões de
inframaré até as de supramaré, sua hegemonia é marcada em lugares com grandes períodos de
baixa precipitação pluvial e hipersalinidade (HOFFMAN, 1976).
Os organismos, assim como os procariotos, são constituídos das mesmas classes
químicas de matéria orgânica, como, por exemplo, proteínas, carboidratos, lipídios,
pigmentos, hidrocarbonetos e substâncias fenólicas (KILLOPS; KILLOPS, 1993), todos
metabolicamente biosintetizados. Esses compostos podem ser excretados ou disponibilizados
para o ambiente após lise2 celular (morte e decomposição), acumulando-se nos sedimentos de
diversos ambientes, incluindo os lagunares costeiros, podendo ser utilizados como marcadores
biológicos da produtividade primária e consumo orgânico, no presente e no passado (LEE et
al., 2004; CIVIDANE et al., 2002; DANOVARO; PUSCEDDU, 2007).
O percentual dessas substâncias na constituição dos seres vivos possui grande
variedade interespecífica, quanto à profundidade e ambiente dos sedimentos que tais
substâncias são encontradas (MEYER-REIL; KOSTER, 2000; LEE et al., 2004).
Carboidratos, proteínas e lipídeos (biopolímeros) são constituintes da matéria orgânica (MO)
e têm sido utilizados como marcadores de origem, destino e labilidade da MO acumulada nos
sedimentos ao longo da história de deposição em vários ambientes (LEE et al, 2004; FICHEZ,
1991a; DANOVARO et al., 1993; FABIANO et al., 1995; DELL'ANNO et al., 2000;
SARGENT et al., 1983.; DANOVARO; FABIANO, 1995; DANOVARO, 1996).
Particularmente, em esteiras microbianas, esses biomarcadores têm contribuído para melhor
entendimento da sintrofia metabólica, onde processos anabólicos e catabólicos, aeróbios e
anaeróbios se orquestram diariamente (JONKERS et al., 2003; BHASKAR; BHOSLE, 2005;
BÜHRING et al., 2009; DONG, 2010).
Por se tratar de um sistema onde a precipitação dos minerais carbonáticos se dá
diretamente por processos biológicos através das esteiras microbianas ou biologicamente
induzidas por estas, estudar sua evolução geológica adiciona conhecimentos importantes à
comunidade científica.
Ambientes como esse, carbonático e hipersalino com presença de estromatólito, são
excelentes para observar as relações biossedimentológicas. Utilizar marcadores biológicos,
2 Lise celular: É o processo de ruptura ou dissolução da membrana plasmática, ou da parede bacteriana, que leva
à morte da célula e à liberação de seu conteúdo.
17
como os biopolímeros, caracterizar a produção de matéria orgânica e sedimentos (por
precipitação biologicamente induzida ou diretamente bioprocessada) e identificar o impacto
da influência antrópica nesses processos, são ferramentas poderosas na aquisição de
informações afim de elucidar a compreensão dos processos que governam a formação das
estruturas de sedimentação.
A relevância de se estudar esses sistemas se dá por serem laboratórios naturais
(CANFIELD; DES MARAIS, 1994 e AHRENDT et al., 2014) e de fácil acesso, precursores
de rochas geradoras e acumuladoras de hidrocarbonetos (CANFIELD; DES MARAIS, 1994;
CALVO et al., 2011) servindo como play (modelo de sistemas petrolíferos) para produção de
hidrocarbonetos em inúmeras Bacias Sedimentares como em Heletz-Kokhav Formation,
Israel, que possui carbonatos de ambientes hipersalinos formando rochas potencialmente
acumuladoras de hidrocarbonetos no presente (CALVO et al., 2011).
Na Lagoa Vermelha ainda hoje há crescimentos de estromatólito, o que é bastante raro
no tempo presente. A criação da Unidade de Conservação Estadual em 2012, conhecida como
Parque Estadual Costa do Sol (PSCB, 2012) é uma iniciativa para preservar os ambientes que
apresentam sistemas lagunares propícios à formação de estromatólitos, seguindo o exemplo
australiano do Shark Bay (Figura1), considerada Patrimônio da Humanidade pela UNESCO
(2007).
Contudo, a crescente ocupação humana no entorno dessas lagunas tem impactado
drasticamente esse ambiente, alterando características biogeoquímicas, físico-químicas,
hidrogeológicas e sedimentares, reduzindo salinidade, aumentando a eutrofização e o
assoreamento (KNOPPERS et al., 1999). As comunidades microbianas presentes nessas
lagunas hipersalinas são resilientes ao aumento de CO2 (AHRENDT et al., 2014), entretanto
seu crescimento, morfologia, atividade bioquímica e diversidade podem ser afetadas pela
contaminação por metais (ROANE; PEPPER, 2000). O presente projeto de mestrado
contribuirá para a compreensão da evolução sedimentar e trófica que poderão subsidiar
políticas públicas para melhor gestão e manejo do multiuso de lagunas hipersalinas.
18
2 OBJETIVOS
2.1 OBJETIVO GERAL
Este trabalho tem como objetivo geral avaliar as mudanças deposicionais e tróficas
registradas nas fácies sedimentares da Lagoa Vermelha.
2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
1º) Identificar as biofácies sedimentares, descrevendo estruturas e determinando a
granulometria ao longo da história deposicional da laguna.
2º) Caracterizar a MO lábil sedimentada e a evolução trófica do sistema, determinando
a concentração totais de carboidratos, lipídeos e proteínas.
3º) Avaliar a geocronologia recente de deposição lagunar através da datação pelo
radioisótopo 210Pb.
19
3 BASE TEÓRICA
3.1 GEOLOGIA E GÊNESE DAS LAGUNAS FLUMINENSES
O estado do Rio de Janeiro é localizado na região sudeste brasileira e é banhado a sul e
a leste pelo Oceano Atlântico. Suas principais estruturas de norte a sul são: (a) o cinturão
móvel da Faixa Ribeira (Serra do Mar) que ultrapassa 2000 m de altitude, (b) o graben de
Guanabara, (c) escarpas costeiras que atingem 1000 m de altitude e (d) o flanco norte da bacia
sedimentar costeira de Santos (CORDANI et al., 1973; FONSECA et al., 1979; TURCQ et al.
1999).
A Faixa Ribeira está situada a norte do sistema lagunar do litoral fluminense. É
constituída por cadeias montanhosas abatidas, formadas por rochas Neo-Proterozóicas e
Paleozóicas (entre 700 e 450 Ma) durante o período de amalgamação do supercontinente
Gondwana (FONSECA, 1979; CORDANI; BRITO NEVES, 1982; HASUI; OLIVEIRA,
1984; MACHADO et al., 1989; TROUW et al., 2000) e compõe um escudo cristalino de
lineamento NE-SW bem marcado na Região Sudeste e que acompanha a linha de costa. As
rochas desse cinturão móvel são constituídas de metagranitóides3 de metamorfismo de alto
grau (como o gneiss) e rochas migmatíticas4 (ROSIER, 1965; CAMPOS NETO;
FIGUEIREDO, 1990) que são testemunhos do arco magmático produzido pelo processo
orogênico da convergência dos crátons São Francisco, Congo, Paranapanema e microplacas
que resultou a colagem do Gondwana (FONSECA et al., 1995; TROUW et al., 2000).
Já no Cenozóico, as rochas originadas nos plutons5 e câmaras daquele arco magmático
soerguiram através de mecanismos geotectônicos relacionados aos processos do rift do
Gondwana que gerou o Oceano Atlântico, dando origem às montanhas arredondadas que hoje
compõe a paisagem do Rio de Janeiro, como o Pão de Açúcar (ALMEIDA, 1976; COSTA,
1986; FERRARI, 1990; PENHA, 1995).
3 Metagranitóides: Rochas de composição granítica que sofreram transformaões metamórficas 4 Rochas migmatíticas: Rocha composta por mistura de fácies de rochas metamórficas na qual, pelo menos, um
componente é representado por material granítico ou granitóide derivado de fusão parcial (anatéxico) e/ou de
metassomatismo com significativo aporte de elementos granitófilos. 5 Plutons: Designação dada às massas de rocha magmática que se encaixaram entre as rochas suprajacentes,
consolidando-se por arrefecimento antes de chegar à superfície. Um plutão forma uma intrusão geralmente de
grandes dimensões, com até vários quilômetros de espessura, dentro da rocha encaixante.
20
Estimulados pela diferença de energia potencial, blocos do maciço cristalino
bascularam sub e ortogonalmente ao lineamento da Faixa Ribeira em sentido ao oceano
através dos planos das falhas normais, paralelas e/ou perpendiculares a essa faixa móvel. Tais
falhas foram ativadas no Cenozóico durante o processo de rift Brasil-África e reativadas
durante os processos de soerguimento e basculamento do Terciário, controlando o sistema de
drenagem através de um domínio geotectônico sobre os processos de transporte e erosão de
sedimentos dessa área fonte (COSTA, 1986; PENHA, 1995; ALMEIDA ET AL., 2013). Esse
material se deposita nas calhas e depressões do sistema litorâneo.
O produto desses processos foi uma geomorfologia composta por sucessões, ora de
escarpas paralelas entre si que atingem o oceano, ora por grabens como o Graben da
Guanabara, que forma uma área deprimida de 30 km de largura e mais de 200 km de
extensão, coberta por sedimentos quaternários e cuja porção mais baixa possui uma baía
homônima (ALMEIDA, 1976; TURCQ et al., 1999).
Todas essas estruturas geradas pela tectônica do pós-rift serviram de controle e
arcabouço para os depósitos sedimentares subsequentes que compõem a planície litorânea
fluminense, dando direção, conformação e dividindo a planície costeira do estado do Rio de
Janeiro nos seguintes subcompartimentos sedimentares: Jacarepaguá, Piratininga - Itaipú,
Itaipuaçu, Maricá - Guarapina, Jaconé - Saquarema e Araruama (TURCQ et al., 1999;
MARTIN et al., 1987; SUGUIO et al., 1985). Esses subcompartimentos são situados na
Figura 1.
Figura 1: Mapa da geologia geral da zona costeira entre Guaratiba e Cabo Frio.
Fonte: TURCQ et al., 1999.
21
A planície costeira e a plataforma continental interna formam uma unidade
morfológica contínua e simples, que foi moldada pelas transgressões e regressões do
Quaternário (SUGUIO et al., 1985). Existem pequenas baías com pouca reentrância e que se
encontram preenchidas por sedimentos quaternários (PENHA, 1999). Contudo, essa planície
costeira se divide quanto a sua idade em dois sistemas lagunares, o interno e o externo. O
primeiro é constituído por lagunas maiores, Jacarepaguá, Rodrigo de Freitas, Piratininga,
Itaipú, Maricá, Jaconé, Saquarema e Araruama. Já o segundo é representado por um conjunto
de pequenas lagunas incluindo Marapendi, Vermelha, Pernambuco, Pitanguinha e brejos do
Pau Fincado e do Espinho e estão localizados ao longo de uma planície estreita entre duas
barras de areia (BITTENCOURT et al., 1979a; SUGUIO et al., 1985; TURCQ et al., 1999). A
evolução paleogeográfica destes sistemas lagunares está intimamente relacionada às
mudanças do nível do mar no Quaternário (SUGUIO et al., 1985; TURCQ et al., 1999).
Os sistemas lagunares na costa sudeste e sul do Brasil foram formados por variações
do nível do mar durante o Pleistoceno e Holoceno, além das condições hidro-geomorfológicas
de regime de micro-maré, forte atuação das ondas e deriva litorânea (MARTIN et al., 1993).
Segundo Kjerfve (1994) e Silva e Fernandes (1994), a evolução geomorfológica dos sistemas
lagunares no litoral fluminense passa pela redução de seu espelho d’água, hipersalinização e
seccionamento em vários lobos, podendo evoluir a brejos ou mesmo desaparecer. Esse tipo de
sistema sedimentar ocorre em outros lugares no mundo no presente, como no Oriente Médio e
Austrália (BIRD, 1994; KNOPPERS; KJERFE, 1999).
Coletas sazonais de esteiras microbianas nas lagunas costeiras fluminenses
evidenciaram que o metabolismo das comunidades bacterianas pode ser alterado pelas
condições físico-químicas, disponibilidade de MO e aumento de salinidade, mudando as taxas
de produção/consumo de biomarcadores (SILVA E SILVA, 2002; CARVALHAL, 2003;
CARVALHAL-GOMES, 2012; FEDER, 2014).
A precipitação de minerais carbonatos como aragonita, calcita e dolomita nestas
lagunas está diretamente associada às suas condições de hipersalinidade (VASCONCELOS et
al., 1988; VISSCHER; STOLZ, 2005; SANTELLI et al., 2006) e a alteração de seu estado
pode estar relacionado às mudanças climáticas e ao impacto humano (MOREIRA-TURCQ
2000). A comunidade biológica que coloniza esses ambientes participam dessa precipitação
carbonática e o produto desse mineralização bioinduzida é a formação de microbialitos
(BURNE; MOORE, 1987; TICE; LOWE, 2004; VISSCHER; STOLZ, 2005). Logo, o
22
estromatólito, por se tratar de uma estrutura organossedimentar constituída a partir da
biossegregação do carbonato do meio circundante por microrganismos (Walter, 1976), deve
ser classificado como um tipo dentre vários microbialitos, sendo um importante registro
geológico da presença de cianobactérias (SILVA E SILVA, 2002). Na literatura existem
trabalhos realizados sobre estudos de estromatólitos na Lagoa Vermelha (VASCONCELOS et
al., 2006; CARVALHO et al., 2017) que confirmam a íntima ligação dessa estrutura com a
história geológica da laguna.
3.1.1 Mudanças do Nível do Mar ao Longo do Neógeno
Curvas de variações do nível do mar foram traçadas a partir de modelos de diferentes
trabalhos. O estudo de Angulo e Souza (2014) afirma que as variações do nível relativo do
mar é a compilação entre as variações eustáticas com aquelas decorrentes dos movimentos
dos continentes e ilhas, associando parâmetros como registros fossilíferos, vermitídeos6, por
exemplo, com dados de paleoníveis e paleodatas como fragmentos de conchas e carvão.
Este estudo seguiu a curva das variações do nível do mar proposta nos trabalhos de
Suguiu e Martin (1978) e Suguiu (1999), nos quais são levados em consideração os efeitos
glaciais e de degelo no Terciário e Quaternário, datados e registrados em conteúdo fossilífero
encontrado nos sistemas lagunares costeiros do sudeste brasileiro durante os máximos
transgressivos.
O papel importante desempenhado pelas mudanças relativas do nível do mar na
evolução da planície costeira brasileira tem sido estudado por vários autores a mais de um
século (HARTT, 1870; BRANNER, 1904; FREITAS, 1951; BIGARELLA, 1965; MARTIN
et al., 1987; SUGUIO et al., 1985; BITTENCOURT et al., 1979a; TURCQ et al., 1999) a
partir de registros da oscilação eustática. Esses registros, principalmente de natureza
morfológica, foram atribuídos ao Quaternário e podem ser observados no sistema lacustre
Araruama, Região dos Lagos (Figura 3).
As zonas de dunas presentes na planície litorânea fluminense foram classificadas
como plestocênica e holocênica (figura 2) de acordo com sua morfologia e altura (MARTIN
et al., 1987; SUGUIO et al., 1985; BITTENCOURT et al., 1979a; TURCQ et al., 1999). A
6 Vermitídeos: Icnofósseis compostos por canais e dutos de vermes do solo como nematelmintos e anelídeos.
23
região de dunas que marcaria o topo da área costal plestocênica se situa entre 6 a 10 m acima
do nível de maré alta atual e está geralmente localizada em posição interna com depósitos pré-
quaternários.
Em alguns casos, as estruturas sedimentares primárias foram completamente
destruídas por processos pedogenéticos. Amostras correlatas de fósseis de corais coletadas no
sul da Bahia em área subjacente a essa zona de backshore7 plestocênica foram datadas e a
idade obtida foi de 123.000 ± 5.700 anos A.P., exibindo característica de retrogradação
(MARTIN et al., 1982) e corroborando com os máximos transgressivos plestocênicos e
holocênicos (120.000 e 5.100 anos A.P., respectivamente) por Suguiu e Martin (1978). Os
máximos transgressivos também foram detectados na península Huon, Nova Guiné, ao longo
da costa brasileira, desde o estado da Paraíba até o Rio Grande do Sul e em outras localidades
do mundo (BLOOM et al., 1974; CHAPELL, 1983).
Figura. 2: Geologia das Lagunas plesistocênica e holocênicas do fluminense .
Fonte: Modificado de Knoppers; Kjerfve, 1999.
As zonas de dunas do Holoceno estão localizadas próximas ao mar e são
freqüentemente separadas do Pleistoceno por uma planície intermediária cheia de lamas
orgânicas lagunares, por vezes cobertas por pântanos de água doce (TURCQ et al., 1999). A
superfície alta de areia do Holoceno é inclinada suavemente sugerindo que sua conformação
ocorreu durante um período de queda do nível do mar. As estruturas sedimentares primárias
são muito bem preservadas nessa região de backshore do Holocene, sendo exemplificadas por
7 Backshore: Região costeira que compreende a faixa entre o ponto de atuação da maré alta e o pé das dunas costeiras, ou o limite efetivo acima da ação das ondas.
24
estratificações cruzadas acanaladas e tabulares em sentido à praia. Estruturas secundárias
como bioturbações e icnofósseis de Callichirus8 também foram observadas em associação
com a estratificação horizontal ao pé desses platôs de areia holocênicos (SUGUIO &
MARTIN, 1978a; TURCQ et al., 1999). Os alinhamentos da linha de praia são perfeitamente
preservados na superfície dos terraços de Holoceno, que apresentam idade por radiocarbono
com menos de 5000 anos A.P. (MUEHE; CORREA, 1988) em compasso com a evolução do
sistema regressivo após o último episódio de trato de mar alto (5100 anos A.P.) no final do
último evento transgressivo (MUEHE; CORREA, 1988, 1989; TURCQ et al., 1999).
Nos últimos 7000 anos, ciclos de elevação a descida do nível do mar marcaram o
litoral fluminense sendo três principais episódios transgressivos (7000-5100; 3900-3600;
2700-2500 anos A.P.) intercalados por três principais episódios regressivos (5100-3900;
3600-2700; 2700 após 2500 anos A.P.) (SUGUIU, 1999; TURCQ et al., 1999).
3.1.2 Microclima: A Influência dos Parâmetros Climáticos na Sedimentação das
Lagunas
Nas lagunas costeiras fluminenses é observado um gradiente de meso a hipersalidade
entre os municípios Rio de Janeiro e Cabo Frio, respectivamente, o que pode ser atribuído a
um microclima mais seco para este último município (MARTIN. et al., 1987;
BITTENCOURT et al., 1979a; SUGUIO et al., 1985; TURCQ et al., 1999).
O microclima semi-árido presente na Região dos Lagos fluminense está relacionado à
feição geomorfológica mais inusitada do sistema costeiro da Região Sudeste brasileira: a
quebra da linha de costa no cabo onde ficam situados os municípios de Cabo Frio e Arraial do
Cabo. Trata-se da interrupção da tendência geral da costa brasileira, que permanece na direção
NE-SW paralelamente a Faixa Ribeira, por um trecho entre Cabo Frio (23º00S e 42º00’W) e a
baía de Sepetiba (23º05’S e 43º33’W), moldando-se sob uma direção E-W, característica
litorânea única no sudeste da plataforma sul-americana e um dos grandes fomentadores para a
potencialização da atuação dos ventos de nordeste, que impedem a entrada de humidade do
oceano para o continente (TURCQ et al. 1999).
8 Callichirus: Crustáceo decápode cavador que pertence a família Callianassidae.
25
A observação do clima atual revela a maneira como ocorreram as variações
paleoclimáticas que influenciaram a sedimentação da planície litorânea fluminense e seus
sistemas lagunares. Enquanto o setor costeiro próximo à cidade de Rio de Janeiro caracteriza-
se por um clima tropical úmido, a região litorânea próxima a Cabo Frio apresenta um
microclima semiárido local. O desequilíbrio entre a precipitação e a evaporação explica a
condição de hipersalinidade da Lagoa de Araruama e das outras lagunas menores e vizinhas
como Lagoa Vermelha e Lagoa Pernambuco, em contraste com as outras lagunas na faixa
litorânea ocidental, as quais apresentam maior diversidade de organismos, sendo caracterizada
por um clima tropical úmido, como a Lagoa Rodrigo de Freitas e Lagoa de Jacarepaguá
(BARBIERE, 1999; TURCQ et al., 1999).
Alguns autores como Azevedo (1984) tentaram explicar a marcada diferença nos
padrões de precipitação entre as duas áreas adjacentes por influências topográficas. Essas
discrepâncias orográficas desempenham certo papel, mas não são suficientes para explicar a
diferença observada e o microclima semiárido na área de Cabo Frio (TURCQ et al., 1999).
Allard (1955) foi o primeiro autor a considerar a relação entre o domínio dos ventos de NE
com as temperaturas baixas da superfície do mar de Cabo Frio, mais precisamente a sudoeste
da Ilha de Cabo Frio (Arraial do Cabo). De acordo com esse autor, nos períodos de maior
intensidade desses ventos, há dificuldade na formação de nuvens devido a dissipação do vapor
d’água evaporado do continente, explicando o déficit pluviométrico na região.
3.1.3 Ressurgência de Cabo Frio
A denominação "frio" que foi aplicada a este cabo da costa brasileira foi dada por
navegadores portugueses no século XVI e já atestava para o fato de que existia uma anomalia
térmica da água local. O mapa anual de temperatura média das águas superficiais no Oceano
Atlântico tropical e subtropical (NEUMANN; WUXIAMS 1965), estabelecidos através dados
coletados pelo navio alemão de pesquisas multidisciplinares (R.V. "Meteor"), confirma a
existência de uma anomalia térmica negativa na região de Cabo Frio.
De fato, ocorre o fenômeno da ressurgência na costa fluminense entre os municípios
de Arraial do Cabo e Cabo Frio e foi definido por vários estudos hidrológicos (ALLARD,
1965; EMILSSON, 1961; IKEDA et al., 1974; MESQUITA et al., 1979) e através de análises
de propriedades físico-químicas (MOREIRA DA SILVA, 1968; 1973; RODRIGUES, 1973;
26
1977; VALENTIN,1984; 1987; 1989; FAHRBACH; MEINCKE, 1979; ALBUQUERQUE et
al., 2011; 2014).
Nessa região, três características facilitam esse afloramento de águas mais profundas:
(1) a linha de costa brasileira que muda a orientação NE-SW para E-W, criando uma
divergência entre a costa e a Corrente do Brasil, (2) a plataforma continental passa de larga
para um declive íngreme e estreito ao Sul de Cabo Frio e a sudoeste a ilha de Cabo Frio,
aproximando as isóbatas de 50 e 100 metros da costa, verticalizando o talude continental e,
(3) os ventos predominantes de NE, cujo transporte de Ekman9 resultante (SOARES-GOMES;
FIGUEIREDO, 2002), associado a vórtices presentes na região, afasta as águas superficiais e
aquecidas da plataforma, abrindo espaço para as águas frias ressurgirem (SIGNORINI, 1978;
EVANS E SIGNORINI, 1985; VALENTIN, 1994). Turcq et al. (1999) ressaltam que os dois
primeiros fatores, mesmo tão essenciais para a localização do fenômeno nesta área, não são
diretamente responsáveis para a ressurgência de águas frias à superfície, pois apenas o vento
NE fornece o força motriz para este fenômeno.
Esse corte abrupto da linha de costa fluminense é pontualmente marcado por um
pontal conhecido como Atalaia que apresenta uma formação rochosa gnaiss-granítica tectono-
metamórfica associada ao Pré-Cambriano, (FONSECA et al., 1998; SILVA; CUNHA, 2001).
Essa estrutura permite a formação geomorfológica do cabo que dá o nome à cidade e sua
continuidade submersa constitui o Alto Estrutural de Cabo Frio, que limita as bacias
sedimentares de rift de Santos e Campos (Figura 3). Tal mudança de compartimentos fica bem
evidenciado pela presença dos sistemas lagunares costeiros formados pelas variações do nível
do mar no Quaternário a oeste desse alto estrutural e pela série de charneiras junto a um litoral
de falésias a norte, indicando a interseção dos sistemas sedimentares distintos (MUEHE;
VALENTINI, 1998).
9 Transporte de Ekman: Efeito da interação dos ventos sobre as camadas superficiais desviando-a e gerando
saldo de energia para interações com as camadas de águas seguintes mais profundas.
27
Figura 3: Alto estrutural de Cabo Frio, formado por horsts e grabens do falhamento do embasamento
cristalino, separando os depocentros das Bacias de Campos (NE) e Santos (SW) fase rift.
Fonte: Modificado de Mohriak, 2003.
Allard (1955) observou a correlação entre a direção do vento e as mudanças na
temperatura da água de superfície em Cabo Frio, cujo valor mínimo é encontrado quando os
ventos mais quentes vêm de nordeste e como valores mais altos quando os ventos mais frios
são provenientes de sudoeste. Moreira da Silva (1973) e Albuquerque et al. (2011)
demonstraram que a ressurgência ocorre em duas fases: (a) de setembro a abril, o
distanciamento da Corrente do Brasil da costa permite que as Águas Centrais do Atlântico
Sul, mais frias e densas, subam pelo declive da plataforma continental e (b), sob a influência
dos ventos do nordeste, as águas frias de mais ou menos 50 m de profundidade na plataforma
continental, ascendem à superfície. Por outro lado, os ventos proeminentes de sul e sudoeste
produzem retenção de águas costeiras mais quentes e, consequentemente, a submersão de
águas frias.
28
A forte atuação dos ventos de NE na região além de ser o fator principal para a
ressurgência de águas frias costeiras,é o principal determinante para a dissipação da umidade
continental, sua dissolução para o oceano e bloqueio das frentes de SW que pudessem
contribuir com eventos de chuva. Para Turcq et al. (1999), existe um relacionamento entre a
intensificação da ressurgência de Cabo Frio com a redução da precipitação e,
consequentemente, aumento da condição de seca, evaporação e salinidade das lagoas e,
paralelamente, enfraquecimento da ressurgência induz o efeito oposto de aumento da
umidade.
Essas variações tem importante repercussão nos sistemas lagunares costeiros,
especialmente na sedimentação carbonática em pequenas lagoas isoladas por cordões
arenosos controladas pelo microclima local (MARTIN et al., 1991; TURCQ et al., 1999). Tal
afirmação é corroborada por Santelli (2006) que observou anomalias importantes na
sedimentação carbonática em testemunhos da Lagoa Vermelha atribuídas a variações no
microclima e, consequentemente, às mudanças de intensidade da ressurgência costeira
controlada pelo regime de ventos.
3.2 GEOMICROBIOLOGIA DAS LAGUNAS HIPERSALINAS FLUMINENSES
A comunidade bacteriana é essencial para a ciclagem biogeoquímica dos elementos,
representando o principal agente diagenético da matéria orgânica (MO). Os sedimentos são
intensamente colonizados por bactérias (cerca de 1010 células/g) (AZAM; MALFATTI,
2007; FONTANA et al., 2010). Essas comunidades secretam substância polimérica
extracelular (EPS) estruturando os biofilmes, bioestrutura composta por matriz microbiana
(FLEMMING; WINGENDER, 2010). O EPS proporciona coesão entre as células e as
substâncias que compõem o biofilme, permitindo a associação interespecífica característica
nas relações tróficas dessas estruturas de maneira simbiótica.
O EPS é uma solução excretada pelas bactérias e constituída, dentre outras
substâncias, por exopolímeros, exoenzimas e íons, gerando desde um estado físico geleificado
mais coeso até uma estrutura frouxa, num estado coloidal mais dissolvido (DECHO, 1990).
Ao se organizar estruturalmente em biofilmes, a comunidade bacteriana cria seu
próprio microcosmo onde exoenzimas hidrolíticas atuam extensivamente na metabolização da
29
MO (FLEMMING; WINGENDER, 2010). Além do oxigênio, as bactérias podem usar outros
aceptores de elétrons (nitrato, manganês, ferro, sulfato e dióxido de carbono) para a oxidação
da MO. De fato, a oxidação da MO é o resultado de processos metabólicos em cadeia,
caracterizando o biofilme como consórcios bacterianos amplamente diversos e
interdependentes – sintrofia metabólica10 (MEYER-REIL; KÖSTER, 2000; AZAM;
MALFATTI, 2007).
O EPS muitas das vezes tem sua dissociação dificultada da célula que o produziu, pois
essa substância tem hábito adjacente à sua célula-mãe e passa a configurar o próprio micro-
ambiente onde tal célula passa a viver imersa, realizando suas funções de alimentação,
excreção, troca catiônica, transporte facilitado de diversas substâncias entre células vizinhas,
além de proteção química e física frente ao meio. Torna-se custoso para as células desse
biofilme, portanto, sua separação, causando dano celular (FLEMMING; WINGENDER,
2010).
O processo de colonização de um substrato por um biofilme inicia-se por uma
complexa adesão de células bacterianas ao substrato (Figura 4A). As células pioneiras
intensificam sua produção de EPS, alteram suas características fisiológicas e morfológicas.
Posteriormente, se as condições forem adequadas, cria-se um microambiente capaz de tornar a
nova colônia mais atrativa a outras espécies (Figura 4B) que, com a adesão destas novas, se
diversifica, formando agregados, configurando áreas de elevada densidade celular e de
diversidade interespecífica (Figura 4C e D; RICKARD et al., 2003).
10 Sintrofia Metabólica: Processos metabólicos exercidos por microorganismos de espécies diferentes com
estratégia de melhor aproveitamento e reciclagem dos nutrientes produzidos e reciclados
30
Figura 4: Representação da formação e implementação do biofilme. (A) Início do biofilme -
implantação da comunidade pioneira sobre um substrato; (B) células em divisão; (C) colonização
secundária; (D) formação de um biofilme maduro.
Fonte: Modificado de Rickard et al. 2003.
O último estágio do desenvolvimento do biofilme é a configuração de uma colônia
multi-funcional, com hábitos distintos entre seus componentes. Essa habilidade coordenada
entre as células bacterianas (quorum sensing11) confere maior eficiência na utilização e
biotransformação do carbono e outros nutrientes (DECHO, 2000).
O biofilme tem papel fundamental na formação das esteiras microbianas, onde
microorganismos de diferentes metabolismos em relação interespecífica colonizam
sedimentos superficiais. Esteiras microbianas podem ser definidas como estruturas
organossedimentares não litificadas formadas a partir do acréscimo laminar microbiano
(AWRAMIK, 1990; GOLUBIC et al., 1975; VAN LITH et al., 2002; VASCONCELOS et al.,
2006) e são consideradas ecossistemas autossustentáveis (BURNE; MOORE, 1987). O termo
“mat” (que em português é designado como tapete) é aplicado por se configurar como uma
cobertura contínua e coesa (KRUMBEIN, 2003). Encontradas em vários habitats costeiros,
desde as regiões de inframaré até as de supramaré, sua hegemonia é marcada em lugares com
grandes períodos de baixa precipitação pluvial (HOFFMAN, 1976).
11 Quorum sensing: processo de comunicação intra e inter espécies microbianas, que permite
aos microrganismos apresentarem alterações fenotípicas marcantes quando estes se encontram
em altas densidades populacionais
31
As esteiras são estruturas complexas de ecossistemas produtivos, atuando ativamente
nos ciclos de carbono, enxofre, ferro e oxigênio (CANFIELD; DES MARAIS, 1994).
Ocorrem nas lagoas costeiras hipersalinas do estado do Rio de Janeiro e os estudos já
realizados nesses compartimentos enfocaram, principalmente, a caracterização das
cianobactérias e de sedimentos nas Lagoas Salgada (SILVA E SILVA, 2002), Vermelha
(CARVALHAL, 2007; VASCONCELOS et al., 2006; SILVA E SILVA; CARVALHAL,
2005; WARTHMANN et al., 2005; VAN LITH et al., 2002), Pitanguinha (SILVA E SILVA
et al., 2006; DAMAZIO, 2004), Pernambuco (IESPA, 2006; IESPA; SILVA E SILVA,
2005), além dos brejos Espinho (DELFINO, 2009), Pau Fincado (LOPES, 2009) e em
ambientes artificiais de salina (FEDER, 2014).
A acumulação das esteiras depende das cianobactérias filamentosas que aprisionam e
unem os sedimentos (NOFFKE et al., 2001). Este crescimento se dá pelo acréscimo de
lâminas de sedimentos aprisionados pela precipitação do carbonato, resultante da atividade
dos organismos microbianos (ALTERMANN; KAZMIERECZAK, 2003).
Além da importância biológica que essas estruturas representam graças a sua
capacidade de biomineralizar o carbonato, participando enormemente no ciclo global do
carbono (DUPRAZ et al 2009, AHRENDT et al 2014), a importância paleontológica e
geológica é notória. Os primeiros 3,5 Ga de idade da Terra não possuem muitos registros
fossilíferos. Os fósseis reconhecidos desse período são os estromatólitos, os quais se formam
pela deposição laminar sucessiva de carbonatos biologicamente precipitados pelas esteiras
microbianas. Tal conteúdo fossilífero retrata o domínio desses microorganismos no planeta
(DES MARAIS, 1990; REID et al. 2000). Graças a esse registro geológico, o Pré-Cambriano
ficou conhecido como “Era dos Estromatólitos” (SRIVASTAVA, 1997) e como a “Idade das
Cianobactérias” (HOEK et al., 1995), ocupando 80% da história geológica da Terra
(GROTZINGER; KNOLL, 1999). As esteiras constituem a fase biótica responsável pelo
crescimento da maioria dos estromatólitos e de outras estruturas carbonáticas por bioprodução
das comunidades microbianas bênticas (RIDING, 2000), em outras palavras, as cianobactérias
seriam os protólitos biológicos para o geotipo estromatólito. As comunidades que constituem
as esteiras microbianas tem conformação estratificada verticalmente e em associação
metabólica, possibilitando a precipitação de carbonatos (DERMEGASSO et al., 2003).
32
Quanto ao metabolismo, as esteiras microbianas podem ser divididas em grupos de
bactérias autotróficas, heterotróficas aeróbicas e anaeróbicas, fermentadoras e
quimiolitotróficas, sendo as cianobactérias aquelas de maior predominância. A presença de
espécies raras refletem condições ecológicas importantes no ambiente (GOLUBIC, 1976;
COHEN et al., 1997; VISSCHER; STOLZ, 2005). Os estudos que se destinam sobre esteiras
microbianas perpassam, portanto, pela compreensão do metabolismo e da ciclagem da MO.
Alguns estudos já foram realizados sobre a diagênese de carbonatos, sua relação com
as esteiras microbianas e com a acumulação de hidrocarbonetos em Heletz-Kokhav Formation
(Israel), região de exploração de óleo e gás (CALVO et al., 2011).
Nas esteiras microbianas, o carbono fixado é a matéria-prima para síntese dos
precursores de biopolímeros – carboidratos, proteínas e lipídios (VILLANUEVA et al., 2007).
Após o uso celular de carboidratos e proteínas, ou por mudanças ambientais, estas moléculas
são convertidas em polímeros lipídicos, fração mais refratária da MO lábil (FABIANO et al.,
1995; CIVIDANE et al., 2002). Assim, o carbono fixado pelas bactérias autotróficas é
estocado pelas bactérias heterotróficas, conferindo às esteiras microbianas o papel de
sumidouro de carbono, estocando este elemento e acumulando energia dos processos de
síntese em energia química (DAWES; SENIOR, 1973). Dependendo dos processos de
preservação, estas também constituem fonte de matéria orgânica amorfa (TYSON, 1993), fase
que constitui o querogênio (MO refratária).
As esteiras microbianas continuam sendo fonte para a geração de conhecimentos para
geólogos, microbiologistas e químicos, sobretudo na atual conjuntura de configurar modelos
para a explotação de hidrocarbonetos em rochas de ambientes geológicos lacustres das fases
pré-rift e rift continentais, que se configuram as grandes reservas do pré-sal.
3.3 COMPOSIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA SEDIMENTAR
Os organismos são compostos das mesmas classes químicas orgânicas básicas
(KILLOPS; KILLOPS, 2004). A matéria orgânica (MO) nos sedimentos é composta de
grande variedade de moléculas, desde moléculas de baixo peso molecular até
macromoléculas, das classes proteínas, carboidratos, lipídios, pigmentos, hidrocarbonetos e
substâncias fenólicas (KILLOPS; KILLOPS, 1993), todas biosintetisadas pelo metabolismo
33
dos organismos. O percentual dessas substâncias na constituição dos seres vivos possui
grande variedade interespecífica, quanto à profundidade e ambiente dos sedimentos que tais
substâncias são encontradas (MEYER-REIL; KOSTER, 2000; LEE, 2004).
A MO presente nos ambientes sedimentares é composta por sua fase refratária
(insolúvel em solventes orgânicos) e lábil (solúvel em solventes orgânicos). Na fase lábil se
enquadram os biopolímeros (ROWE; DEMING, 1985; FABIANO et al., 1995; TYSON,
1995) que são sintetizados e degradados através dos processos biogequímicos pela atividade
microbiana, já a fase refratária é dita como o conteúdo orgânico que resistiu a intensa
degradação no ambiente, o que permaneceu inalterado, tendendo a acumulo e estoque nos
sedimentos (KILLOPS; KILLOPS, 1993, 2004).
A origem, o destino e a labilidade da MO depositada nos sedimentos ao longo da
história de deposição tem sido objeto de estudo recente e de grande especulação (LEE et al,
2004). A comunidade microbiana nos sedimentos desempenham papel fundamental na
produção, mineralização e disponibilidade da MO lábil (CIVIDANE et al., 2002). Danovaro e
Pusceddu (2007) postularam que a microbiota possui papel importante no funcionamento dos
ecossistemas através dos processos que podem ser resumidos em produção, consumo e
transferência a níveis tróficos superiores, decomposição da MO e regeneração de nutrientes.
Como a disponibilidade de alimentos é em grande parte dependente de origem da MO e de
sua composição bioquímica (TENORE; HANSON, 1980), estudos já realizados estimaram a
fração orgânica disponível em ambientes sedimentares através da determinação das
concentrações dos biopolímeros, fração mais facilmente digerida e assimilada (FICHEZ,
1991; DANOVARO et al., 1993; FABIANO et al., 1995; DELL'ANNO et al., 2000).
Também são encontrados na literatura estudos das mudanças temporais na história sedimentar
sobre a natureza da MO lábil nos sedimentos (SARGENT et al., 1983.; DANOVARO;
FABIANO, 1995; FABIANO et al., 1995; DANOVARO, 1996).
Em ambientes subaquosos, a produtividade primária já se inicia através da fotossíntese
realizada pelos fitoplânctons na zona fótica. O consumo e degradação se dá ao longo da
coluna d’água por atuação de consumidores primários da dinâmica trófica, como os
zooplanctons, e por processos biogeoquímicos até que essa MO seja sedimentada (KILLOPS;
KILLOPS, 1993, 2004; LEE, 2004). A MO depositada da coluna d’água se mistura com a
34
MO sintetizada no próprio sedimento pela comunidade bentônica autóctone através de
processos fotossintetizantes e quimiossintetizantes (KILLOPS; KILLOPS, 2004).
Os processos que afetam a produção primária que ocorre antes da deposição e nas
fases iniciais do soterramento em condições de temperatura e pressão relativamente baixas
são conhecidos como diagênese recente (KILLOPS; KILLOPS, 1993). São processos
biológicos, químicos e físicos que afetam qualitativa e quantitativamente a composição da
MO na coluna sedimentar (BERNER, 1980).
A diagênese se inicia através consumo bacteriano dos biopolímeros. Os açucares e as
proteínas produzidos pela comunidade microbiana nos sedimentos são mais rapidamente
mineralizados por bactérias, ficando mais facilmente disponíveis aos níveis tróficos superiores
(FICHEZ, 1991; DANOVARO et al., 1993; SABADINI-SANTO et al., 2014). As proteínas e
compostos nitrogenados são os pioneiros no consumo devido à sua importância
constitucional, sendo o maior percentual desses componentes encontrados na interface água-
sedimento. Em seguida são degradados os carboidratos, já que são a principal fonte de
carbono e energia, com rentabilidade no processo metabólico comparado ao consumo dos
lipídios (KILLOPS; KILLOPS, 1993).
Por outro lado, para que os lipídios sejam oxidados, há a necessidade de grande
quantidade de oxigênio devido à sua insolubilidade no sistema aquoso, gasto energético
precioso para a biota que acaba por privilegiar o seu armazenamento ao invés do seu
consumo, tornando esse biopolímero menos vulnerável aos processos de soterramente,
caracterizando-se pela fração mais refratária da fase lábil da MO e menos suscetível aos
processos de mineralização e diagenéticos (DANOVARO et al., 1993; DELL'ANNO et al.,
2000; CIVIDANE et al., 2002; KILLPS; KILLOPS, 2004).
A importância dos biopolímeros na determinação do estado de produtividade e
consumo de um ambiente é ressaltada na literatura e a caracterização desses componentes
bioquímicos presentes nos sedimentos pode fornecer informações sobre a origem e o destino
da MO sedimentar (FABIANO et al., 1995, 2001; PUSCEDDU et al., 2000). Os carboidratos
são responsáveis pela diminuição do oxigénio na coluna d’água devido à sua fácil degradação
na qual esse elemento é requisitado. Essa natureza lhe confere facilidade para ser
mineralizado pelas bactérias, tornando-se disponível aos outros níveis tróficos
(VILLANUEVA et al., 2007). As proteínas são os biopolímeros mais facilmente degradados
35
e, por este fato, costumam ser o biopolímero em menor abundância nos extratos mais antigos
já que seu grupo funcional, o aminoácido, é raro para a comunidade microbiana nos
sedimentos uma vez que o Nitrogênio é um fator limitante e altamente ciclável, podendo ser
requisitado tanto em condições anaeróbicas como em aeróbicas. Em condições aeróbicas, a
sua degradação libera amoníaco, o que leva à acumulação de nitritos (JONES, 2001). Os
lipídios possuem papel importante na composição dos organismos planctônicos (~ 10% em
peso seco), sua degradação é lenta e é formado por macromoléculas complexas, tais como
ácidos graxos (CIVIDANE et al., 2002; FABIANO et al., 1995). Esses três biopolímeros,
quando convertidos em equivalentes de carbono, compõem o carbono biopolimérico (BPC)
correspondendo de 10 a 70% de todo o carbono orgânico dos sedimentos marinhos e costeiros
(DANOVARO et al., 2000a).
A composição da MO sedimentar difere bastante nos ambientes costeiros, mas
geralmente é caracterizada por elevadas concentrações de carboidratos totais (CHO) e
pequenas quantidades de lipídios totais (LPD). As concentrações de proteínas totais (PTN)
também são elevadas, por vezes superiores às concentrações de CHO (MEYER-REIL, 1983;
SARGENT et al., 1983; DANOVARO et al., 1994a). Concentrações não consumidas da MO
podem se tornar excedentes e tendem a se acumular na evolução do soterramento
(DANOVARO; PUSCEDDU, 2007), o que geralmente ocorre com os LPD devido a sua
natureza mais refratária. Se por um lado a PTN é o biopolímero de menor abundância nos
extratos mais antigos por se tratar de uma fração lábil facilmente degradável, (MARTIN et al.,
1987; FABIANO et al., 1995 e PUSCEDDU et al., 1999), por outro lado o progressivo
consumo desse biopolímero juntamente com CHO expressa como resposta o enriquecimento
relativo de LPD (MEYER-REIL, 1983; SARGENT et al., 1983; FABIANO; DANOVARO,
1994). Essa MO torna-se mais refratária (KILLOPS; KILLOPS, 2004) com a evolução da
sedimentação e diagênese da MO (TYSON, 1995; KILOPPS; KILOPPS, 2005).
Cividane et al. (2002) relataram que concentrações anômalas de biopolímeros para
ambientes naturais sem influência antrópica podem estar relacionadas à morfodinâmica e às
características hidrológicas e físico-químicas peculiares de determinada região, como por
exemplo a sedimentação química de carbonatos e a hipersalinização. Nordstrom (1992)
demonstrou que a baixa influência hidrodinâmica favorece o domínio da sedimentação de
grãos mais finos, impedindo que parte da ciclagem biopolimérica ocorra, disponibilizando
parte da fração lábil ao ciclo geológico. O produto dessa diferenciação temporal bioquímica é
36
a fixação do mais refratário (LPD) no ciclo geológico em longo prazo com maior
probabilidade (TYSON, 1995), tornando-se a espécie biopolimérica dominante na MO lábil
em sedimentos precursores de sistemas petrolíferos (CANFIELD; DES MARAIS, 1994;
Calvo et al., 2011) e servindo como play para inúmeras bacias sedimentares produtoras de
hidrocarbonetos, os quais já tiveram seu processo diagenético alcançado, adquirindo
composição constituída basicamente por poliésteres e ácidos hidroxicanóicos (FABIANO;
DANOVARO, 1994).
A distribuição relativa dos biopolímeros em sedimentos recentes também podem ser
utilizadas para avaliação do estado trófico do sistema. Dell’Anno et al. (2002) e PUSCEDDU
et al. (1999; 2003) definem as concentração de PTN e CHO como indicadores do nível de
eutrofização para ambientes antropicamente alterados em sistemas costeiros (Tabela 1).
Tabela 1: Classificação do estado trófico no ambiente utilizando PTN e CHO (DELL’ANNO et al.,
2002; PUSCEDDU et al., 1999, 2003).
Estado Trófico PTN (mgC/g) CHO (mgC/g)
Meso-Oligotrófico < 1,5 < 5
Eutrófico 1,5 - 4 5 - 7
Hipertrófico > 4 > 7
Sistemas eutrofizados tendem a acumular grandes quantidades de carbono orgânico,
causando uma mudança de composição bioquímica da matéria orgânica (DANOVARO et al.,
1993). A razão PTN:CHO está ligada à participação da fração nitrogenada na composição da
MO e valores elevados (>1) sugerem aumento de produtividade de ambientes mais proximais
como estuarinos e costeiros (MARTIN et al., 1987; FABIANO; DANOVARO, 1999) com
possíveis alterações do estado trófico dos sedimentos devido a influências antrópicas. Valores
de PTN:CHO < 1 indicam a predominância de MO envelhecida e > 1 a presença de material
fresco de origem recente (DANOVARO; FABIANO, 1997).
3.4 GEOCRONOLOGIA
A datação radiométrica é uma ferramenta que permite reconstruir a história em
diversas escalas desde a formação do nosso planeta, sendo possível avaliar a formação de
37
rochas, identificar eventos paleoclimáticos, identificar períodos de ocupações pré-históricas,
estudar processos recentes de deposição de contaminantes provenientes de processos de
contaminação ambiental entre outras aplicações. No tempo geológico recente, os métodos de
datação mais utilizados são o uso do isótopo de oxigênio-18 (18O), o chumbo-210 (210Pb) e o
carbono-14 (14C). Neste trabalho serão realizadas análises geocronológicas pelo método de
datação do 210Pb através de espectrometria da radiacão gama nos testemunhos.
DATAÇÃO PELO CHUMBO-210 (210Pb)
A geocronologa do Chumbo (210Pb) é um método para estimar idade baseado no
decaimento radioativo da série do Urânio (238U). Desde que foi implementado com as técnicas
desenvolvidas por Goldberg (1963), esse método tem sido praticado como técnica básica na
datação geocronológica. A forte aceitação da comunidade científica por esse método é
demonstrada no número de estudos nos quais essa técnica é empregada. Devido ao tempo de
meia-vida relativamente curta de chumbo (22,3 anos), este método é aplicado principalmente
em estudos palinológicos, limnológicos, marinhos e glaciogênicos para estimar as taxas de
sedimentação durante o último século (BINFORD; BRENNER, 1986; BRENNER et al.,
1994; ROBBINS et al., 1978; KOIDE et al., 1973; GÄGGELER et al., 1983)
O método com o isótopo 210Pb é amplamente utilizado na determinação das taxas de
sedimentação em registros de deposições lacustres e marinhos. Estudos paleontológicos
contam com base no método do 210Pb como meio de estabelecer uma taxa de sedimentação de
curto prazo no uso em registros do Holoceno Superior. A utilidade do método 210Pb é
maximizada quando usada em associação com método de cronologia por 210Cs, que atua como
marcador temporal por conta dos testes e explosões de bombas nucleares (NOLLER, 2000).
A geocronologia do 210Pb baseia-se no princípio da desintegração radioativa. O
radioisótopo é produzido na série de decaimento do 238U, que inclui os radioisótopos filhos
Rádio (226Ra), do Radônio (222Rn), do Chumbo (210Pb), do Bismuto (210Bi) e o isótopo estável
do Chumbo (206Pb). O que torna este método importante para a geocronologia do Quaternário
é que (1) 210Pb tem um tempo de meia-vida de 22,3 anos (HOHNDORF, 1969); (2) 210Pb é
produzido tanto na atmosfera como nos solos e sedimentos; (3) o Chumbo-210 é encontrado
em todos os sedimentos recentes; e (4) muitos ambientes sedimentares são considerados
sistema fechado para 210Pb (figura 5).
38
Figura 5: Modelo geocronológico para datação do 210Pb.
Fonte: Modificado de Pittauerová, 2013.
A origem atmosférica do 210Pb envolve o Radônio radioativo, especialmente seu isótopo
222Rn, que tem tempo de meia-vida de 3,8 dias. O Radônio-222 é um gás nobre que quando
produzido no solo, escapa para a atmosfera e gera quatro produtos derivados, cada um com
tempo de meia-vida com duração de milissegundos a 27 minutos, até decair no 210Pb. A
desintegração do gás Radônio para sólido 210Pb, portanto, é geologicamente instantânea. O
Chumbo-210 se precipita da atmosfera (deposição em seco) ou com o auxílio da água da
chuva (deposição úmida). O Chumbo-210 é transferido (quelado) para a MO e depositado em
um ambiente como oceano, lagos ou solos. Uma vez soterrado em sedimento, o sistema é
considerado fechado para 210Pb, ocorrendo o decaimento espontâneo para 210Ra. Na natureza,
esse radionuclídeo é referido como 210Pb suportado e o decaimento da série do urânio in situ,
ou seja, quando não há escape do gás 222Rn para a atmosfera, é dita suportada (GOLDBER,
1963).
A determinação da cronologia através do 210Pb se utiliza de alguns modelos conceituais.
Dentre os mais utilizados na literatura estão o modelo CRS (Constant Rate of Supply) e o
modelo CIC (Constant Initial Concentration). O modelo CRS é aplicado quando o fluxo de
210Pb para o sedimento se mantém constante, enquanto a taxa de sedimentação pode variar.
Neste modelo, o 210Pbex é integrado verticalmente em relação à massa e relacionado com o
fluxo constante integrado no tempo correspondente. Entretanto, esse modelo depende de
estimativas corretas do inventário de 210Pbex e pode não ser estimado corretamente em dois
casos: quando ocorre uma descontinuidade abrupta dos registros sedimentares ou quando o
horizonte limite não é atingido, ou seja, quando as atividades de 210Pbex não atingem o valor
zero.
39
O modelo CIC (APPLEBY; OLDFIELD, 1978) considera a concentração inicial de 210Pb
e a taxa de sedimentação constantes. Nesse modelo, a atividade do 210Pb é dada por uma
função exponencial a partir da qual se extrai a taxa de deposição para a geocronologia. No
presente trabalho, será utilizado o modelo CIC.
40
4 ÁREA DE ESTUDO
A Lagoa Vermelha é uma laguna costeira de ambiente carbonático e hipersalino, sem
conexão através de canais com o mar, situada entre os municípios de Araruama e Saquarema,
Região dos Lagos do Estado do Rio de Janeiro, em torno de 100 km a Leste da cidade do Rio
de Janeiro (22055'44 "S, 42023'29" W) (Figura 6). É subdividida naturalmente em três lobos,
que foram separados artificialmente por empreendimento de salinas, extração de sal, com
divisão acentuada entre os lobos central e oriental, fazendo com que a porção mais a leste
ficasse com sua massa d’água isolada do restante da laguna. Além desta separação, as
moradias encontradas no entorno da Lagoa Vermelha são mais presentes adjacentes ao lobo
leste mais destacado, que também apresenta estágio de assoreamento avançado.
Figura 6: Localização das lagunas hipersalinas da Região dos Lagos fluminense.
A laguna é separada do Oceano Atlântico por uma barra de areia, que possui cerca de
9 m de altura em relação ao nível do mar, e possui seu depocentro a cerca de 1,5 m acima do
nível do mar (HÖHN et al., 1986). É um corpo de água rasa com uma profundidade máxima
que varia de 1,0 m (período seco) a 1,7 m (período úmido), possui 4.400 m de comprimento,
largura de 250 a 750 m, perímetro em torno de 10,8 km e cobre uma área de
aproximadamente 2,4 km2 (KNOPPERS; KJERFVE, 1999; LAUT et al., 2017). Justamente
41
devido à essa pouca profundidade e a forte ação dos ventos na região, a coluna d’água não se
apresenta estratificada (HÖHN et al., 1986).
A Lagoa Vermelha está inserida num contexto de transição entre o clima tropical,
caracterizado por chuvas de verão e seca de inverno, e o clima semi-árido quente, com o
predomínio dos ventos de nordeste, a qual se intensifica no período de inverno/primavera. Os
dados meteorológicos indicam amplitude térmica de 19 a 31ºC, a precipitação anual é de 900
mm, insolação entre 200 e 220 h/mês, ao passo que a evaporação atinge 1.400 mm
(BARBIERE, 1999; COE et al., 2010).
O balanço hídrico é controlado por precipitação, evaporação, entrada de águas
subterrâneas de origem marinha e continental, além de conexões aéreas com lagunas
adjacentes (HÖHN et al., 1986; MADDOCK, 1999). Santelli et al. (2006), através de estudo
com 18O, conseguiram determinar a idade da base de um testemunho de 100 cm da Lagoa
Vermelha a aproximadamente 4.000 anos, corroborando com o trabalho de Coe Neto (1984)
que obtive idade em torno de 4.500 A.P. para o término do fechamento do último cordão
arenoso que constituiu as lagunas mais recentes da região. Já Turcq et al. (1999) identificaram
por radioisótopo (14C) em conchas marinhas sobre estrato de areia uma idade de
aproximadamente 7.000 A.P., camada esta logo sobreposta por 30 cm de lama orgânica, que
indicaria a mudança de ambiente para uma laguna ao menos abertura de um canal de
comunicação com o mar.
Em 1981, um canal de água doce com cerca de 3 m de profundidade foi construído em
torno da lagoa para impedir a entrada de água sub-superficial (HÖHN et al., 1986). Nesse
mesmo ano, a lagoa foi dividida artificialmente em três compartimentos, ambas as
construções fomentadas pelo empreendimento de salinas instalado na Lagoa Vermelha (Silva
E SILVA; CARVALHAL, 2005; FEDER, 2014). De acordo com Primo e Bizerril (2002), este
ecossistema está conectado à Lagoa de Araruama através de uma vala dentro da área da salina
no lobo oriental da Lagoa. Feder (2014) e Laut e colaboradores (2017) observaram um canal
artificial que também conecta ambas as lagunas.
A cobertura vegetal da região do entorno da Lagoa Vermelha reflete a grande
diversidade geomorfológica da região e seu processo paleoevolucionário vivido no
Quaternário (IBRAIMO et al., 2004). Compreende principalmente vegetação de restinga,
mata atlântica e árvores baixas que percorrem por toda a Região dos Lagos fluminense, bem
42
como ambientes de manguezais, pântanos e bancos de lagunas. A flora é rica, com
características fitogenéticas únicas e várias espécies endêmicas (INEA, 2017). Recentemente,
a maior parte da cobertura vegetal foi extraída para dar lugar a pastos, no entanto, manchas
isoladas de florestas próximas às montanhas de Palmital e Sapiatiba ainda permanecem
(INEA, 2017).
De acordo com dados do IBGE, os dois municípios que circundam a laguna
experimentaram nas duas últimas décadas um aumento exponencial em sua população,
saltando de 109.538 habitantes em 1996 para 297.092 habitantes em 2017, quadro que se
demonstrou ainda mais intenso que o aumento das décadas anteriores já em estágios
crescentes.
Devido ao clima quente com déficit de precipitação, a Lagoa Vermelha é considerada
a laguna mais hipersalina do Brasil (com máximo do índice de salinidade em torno de 120)
(SILVA E SILVA et al., 2007a) e apresenta esteiras microbianas ao longo das margens que
podem alcançar de 30 a 40 m de extensão em direção ao interior da laguna, constituindo um
assoalho sobreposto, laminado, gelatinoso e com variação de 2 a 8 cm de espessura, onde as
cianobactérias predominam (HÖHN et al., 1986; FEDER, 2014) (Figura 7).
Figura 7: Foto tirada da coleta de esteira microbiana na Lagoa Vermelha.
Fonte: Modificado de Feder, 2014.
Essas estruturas se assemelham às encontradas em ambientes de “Sabkha”
(MADDOCK, 1999) como em Solar Lake, Israel (BAULD, 1981; KRUMBEIN et al., 1979).
A elevada produtividade das esteiras microbianas abrange diferentes vias metabólicas
garantindo a precipitação bioinduzida de solutos na interface esteira-sedimento, formando
43
evaporitos e carbonatos além de exercerem papel fundamental na ciclagem dos nutrientes
(HÖHN et al., 1986). Tais esteiras criam um microcosmos com o sedimento abaixo delas
saturado de água rica em sulfatos, produto do metabolismo anaeróbico de parte da
comunidade bacteriana, fazendo com que os sedimentos acumulem enxofre na forma H2S
atuante na redução de espécies iônicas tais como Cu, Pb, Zn, Ag, Co, U e Fe presentes nas
águas subterrâneas bombeadas para este compartimento (HÖHN et al., 1986; MADDOCK,
1999).
Além dessas estruturas, estromatólitos e algas púrpuras, acompanhado a outras
entidades organossedimentares, são encontradas em várias partes da laguna (MADDOCK,
1999; SAMPAIO et al 2015). Contudo, em épocas de secas agravadas pela acentuada
evaporação, a Lagoa Vermelha tem seu volume de água reduzido, expondo as esteiras
microbianas (SANTALLI, 1988). Maddock (1999) relatou a presença de níveis de calcretes4
em testemunhos indicando ocasiões em que houve seca completa da laguna durante sua
história geológica.
Devido à sedimentação rápida que ocorre na Lagoa Vermelha por precipitação
bioinduzida de carbonatos pelas esteiras microbianas, unindo carbonatos à matéria orgânica
constituinte desses biofilmes, as cianobactérias acabam sendo soterradas e a formação de uma
nova colônia pode ocorrer na superfície (SILVA E SILVA et al., 2002).
44
5 MATERIAIS E MÉTODOS
5.1 AMOSTRAGEM
A amostragem ocorreu após identificação do depocentro com ecobatímetro de dupla
frequência (50 kHz e 200 kHz), posicionado com o auxílio de GPS (Figura 9). Foi realizada a
coleta de dois testemunhos no dia 07 de dezembro de 2014. O testemunho situado no centro
do lobo central da Lagoa Vermelha foi chamado de LV-O, por se tratar do compartimento
mais a oeste dente os dois amostrados, e seu comprimento foi de 133 cm (Figura 9). O outro
testemunho situado no centro do lobo Leste, o mais assoreado e separado do restante da
laguna pela salina, ficou a aproximadamente 1800 m de distância de LV-O e foi nomeado
como LV-E, que atingiu profundidade de 88 cm (Figura 8).
45
Figura 8: Localização dos testemunhos amostrados LV-O, mais a oeste, e LV-E, mais a leste, na Lagoa Vermelha.
m
m
44
46
Figura 9: Fotos dos testemunhos LV-O (a esquerda) e LV-E (a direita) amostrados na Lagoa
Vermelha e abertos em campo.
cm
47
A abertura dos testemunhos foi realizada em campo, seguida do processo de
fatiamento das amostras de maneira seletiva, observando informações macroscópicas como
grãos, texturas, cor, estruturas sedimentares, presença de bioclastos, bioturbações e outros
aspectos organossedimentares. Para a identificação a olho nu dos grãos, utilizou-se escala
granulométrica sedimentológica clássica de Krumbein-Wentworth e a tabela de cores Munsell
(2000). Tais identificações sedimentares serviram para definir as biofácies sedimentares, as
quais foram subdivididas em amostras de intervalos centimétricos que variaram de acordo
com a espessura de cada biofácies definida.
Assim, os 133 centímetros do LV-O geraram 35 amostras com 10 biofácies nomeadas
como A, B, C, D, E, F, G, H, I e J. Foi observada correlação dessas biofácies no intervalo de
88 centímetros do testemunho LV-E, gerando 25 amostras em 8 biofácies (A, B, C, D, E, F, G
e H), conforme figura 10. A distribuição das amostras em cada biofácies pode ser observada
na tabela 2.
Esse material foi armazenado em potes de polietileno com tampas de rosca e
acondicionados em refrigeradores.
Tabela 2: Distribuição amostral nas biofácies de LV-O e LV-E.
BIOFÁCIES LV-O LV-E
A 1; 1;
B 2; 2; 3; 4; 4; 5; 6;
C 3; 4; 5; 7; 8; 9; 10;
D 6; 7; 8; 11
E 9; 10; 11; 12; 13; 14; 15;
F 12; 13; 16
G 14; 15; 16; 17 17; 18; 19; 20; 21; 22; 23; 24;
H 18; 19; 20; 21; 22; 23; 24; 25 25.
I 26; 27; 28; 29; 30; 31; 32; 33;
J 34; 35.
48
Figura 10: Testemunhos LV-O (a esquerda) e LV-E (a direita) com as biofácies identificadas.
cm
49
5.2 DETERMINAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA (MO)
O método utilizado para a determinação da MO nas amostras sedimentares foi o de
combustão por calcinação segundo Bengtsson e Enell (1986) e modificado por Heiri et al.
(2001), no qual se leva em consideração as variáveis tempo de exposição das amostra à mufla,
posicionamento e disposição das amostra dentro do forno, além da massa de amostras e
temperatura para a combustão. Conforme a metodologia citada, a massa de sedimento seco
colocada na estufa não deve ser inferior a 4,36 g e não deve superior a 7,80 g. Os cadinhos
devem ser dispostos no forno conforme o método (menores massas nas extremidades) e
expostas a temperatura de 550º durante 4 h e 50 min (sendo 50 min o intervalo de tempo
necessário para o equipamento atingir a temperatura citada). Após calcinação, o teor de MO
foi determinado por diferença de massa (gravimetria).
5.3 ANÁLISE GRANULOMÉTRICA
A granulometria foi determinada após a eliminação da MO presente nas amostras,
seguido da desagregação dos grãos em solução de hexametafosfato de sódio e agitação por
48h. A determinação e quantificação dos grãos se deu primeiramente na peneiração com
sequência de 3 peneiras com diferentes malhas, 2 mm, 1 mm, 0,5 mm e 0,4 mm,
consecutivamente. Nesse procedimento, se computou os valores de tamanhos de grãos
superiores a fração areia muito grossa (>2 mm) compostos basicamente de fragmentos de
conchas e outros bioclastos calcários não identificados, areia muito grossa (entre 1 e 2 mm),
areia grossa (entre 0,5 e 1 mm) e areia média (entre 0,25 e 0,5 mm). Essas frações grosseiras
foram quantificadas gravimetricamente. Por se tratar de sedimentos majoritariamente
carbonáticos, com pouquíssima representatividade siliciclástica, testes utilizando ácido
clorídrico (HCl – 1M) foram realizados sobre os grãos maiores na fração areia, na lama e nos
fragmentos de bioclastos a fim de atestar a natureza carbonática dos minerais.
A fração areia menor que 0,4 mm, acompanhada das demais frações mais finas,
seguiram para quantificação através do método de difração a laser, no aparelho Particle Size
Analyzer, modelo CILAS 1064, no Departamento de Geoquímica da Universidade Federal
Fluminense. Os resultados de todas as amostras serão expressos em percentuais de argila (<
50
4µm), silte (4 - 63µm), areia muito fina (63µm – 125µm), areia fina (125 - 250µm) e a parte
restante da fração de areia média (250 – 400 µm).
5.4 GEOCRONOLOGIA
A datação por 210Pb foi realizada através da técnica de espectrometria da radiação
gama que será descritas a seguir. Na espectrometria gama, a atividade do 210Pb foi
determinada através da medida da radiação gama característica de 46keV em um detector
coaxial de Germânio hiper-puro (HPGe) da marca Camberra instalado no LARAMAM -
Laboratório de Radioisótopos Aplicados ao Meio Ambiente no Instituto de Química da
Universidade Federal Fluminense. Uma vantagem desta técnica é que a amostra não
necessitar de um pré-tratamento muito elaborado antes da aquisição do espectro de radiação
gama, sendo apenas necessária a secagem, homogeneização, pesagem e acondicionamento em
frascos lacrados que devem ser armazenados por 3 semanas, no mínimo, até que seja
estabelecido o equilíbrio secular entre o 226Ra e os filhos do 222Rn de meia-vida curta. É
importante utilizar frascos com mesma geometria de padrões certificados com atividade
conhecida para que a atividade relativa da amostra seja determinada.
As amostras que compreendiam os 50 cm do topo dos dois testemunhos foram analisadas
por 210Pb após o estabelecimento do equilíbrio secular. O 210Pb(ex) de cada amostra foi
estabelecido através diferença entre o 210Pb suportado e o não suportado, de acordo com a
equação (1) abaixo:
[210Pbexc.] = [210Pbtotal] – [210Pbsup.] (1)
Foi verificado anomalias partir da nona amostra de LV-O e oitava amostra de LV-E, do
topo para a base, por se tratar de amostras mais antigas, as quais já se encontravam fora do
campo de autonomia da curva para este método.
O modelo para calcular a cronologia através do 210Pb utilizado no presente trabalho foi o
modelo que considera a concentração inicial de 210Pb constante, conhecido na literatura como
CIC (Constant Initial Concentration) (APPLEBY; OLDFIELD, 1978). Neste modelo (figura
11), a atividade em uma camada de sedimento depositada é dada pela expressão exponencial a
seguir:
51
A(t) = A(0) · e{−λt}, (2)
E a idade da camada é dada por:
T = 1 · ln A(0) . λ A(m) (3)
A curva Profundidade (cm) X ln[210Pb(ex)] (figura 11) foi determinada para as 9
primeiras amostras de LV-O e 8 primeiras amostras de LV-E, adquirindo o ajuste linear dos
resultados com a finalidade de obter a taxa de sedimentação. A partir da taxa de
sedimentação, estimamos as idades do extratos até o limite permitido pela técnica (tempo de 5
x meias-vidas 210Pb).
Figura 11: Modelo do comportamento da atividade do 210Pb em função da profundidade de
soterramento (CIC).
Fonte: Modificado de Pittauerová, 2013.
5.5 DETERMINAÇÃO DOS BIOPOLÍMEROS
As análises de biopolímeros foram executadas no Laboratório de Microbiologia
Marinha - MICROMAR - na Universidade Federal Fluminense. Foram realizadas em todas as
amostras por espectrofotômetria.
52
5.5.1 Lipídios (LPD)
Os lípidos (LPD) foram obtidos através da extração a partir de 1 g de amostra com
clorofórmio-metanol, das quais se determinou a Densidade Óptica (D.O.) por
espectrofotometria molecular, utilizando comprimento de onda de 375nm contra branco de
reagente, segundo o método Bligh & Dyer (1959) e Marsh & Weinstein (1966). Através da
curva padrão de tripalmitina, calculou-se a sua concentração convertendo em equivalentes de
carbono (μmC/mL e mgC/g) multiplicando-se a concentração pelo fator 0,75.
5.5.2 Proteínas (PTN)
A análise das proteínas (PTN) foi determinada de acordo com Hartree (1972),
modificado por Rice (1982), após a sua extração de 1 g de amostra úmida com tartarato de
Na-K e com folim em meio básico (pH 10). As concentrações de PTN foram obtidas a partir
da D.O. por espectrofotometria molecular utilizando comprimento de onda de 650 nm contra
branco de reagente e utilizando a curva de calibração com padrões de albumina bovina. A
concentração é expressa em equivalentes de carbono (μmC/mL e mgC/g) multiplicando-se a
concentração pelo fator 0,49.
5.5.3 Carboidratos (CHO)
Foi utilizado o método de Dubois et al. (1958) adaptado por Gerchacov e Hatcher
(1972) para a análise dos carbohidratos (CHO). Assim, as concentrações de CHO foram
obtidas a partir da D.O. por espectrofotometria molecular utilizando comprimento de onda de
485nm contra branco de reagente e calculadas através da curva de calibração em padrões D-
glicose. As concentrações são expressas em equivalentes de carbono (μmC/mL e mgC/g),
multiplicando-se a concentração pelo fator 0,40.
53
5.5.4 Carbono Orgânico Biopolimérico (BPC)
Assim, o carbono orgânico biopolimérico (BPC) foi obtido através da soma do
equivalente em carbono do total dos lípidos, proteínas e carbohidratos (FABIANO et al.,
1995). A equação a seguir expressa o BPC:
BPC = (LPD×0,75) + (PTN×0,49) + (CHO×0,4) (4)
5.5.5 Razão PTN:CHO
Para determinar a relação da qualidade da MO sedimentar com o estado trófico do
sistema, foi determinada a razão PTN:CHO como indicadores da presença de materiais
recentes e do estágio bioquímico dos processos de decomposição (COTANO; VILLATE,
2006; DELL’ANNO et al., 2002).
54
6 RESULTADOS
6.1 BIOFACIES SEDIMENTARES
Com dados obtidos em campo das propriedades sedimentares das amostras pôde-se
confeccionar duas colunas estratigráficas e uma tabela de fácies que, posteriormente, foram
corrigidas com os dados subsequentes de MO, granulometria (CILAS) e biopolímeros. Segue,
abaixo, a tabela de fácies sedimentares (Tabela 3) e as colunas estratigráficas (Figura 12). É
observada a correlação lateral comparando as biofácies nos dois testemunhos, por vezes
horizontalmente a sub-horizontalmente, e outras mais basculadas.
55
Tabela 3: Diagrama de biofácies dos testemunhos LV-O e LV-E.
A. Lama preta a areia muito fina Areia muito fina lamosa variando pra lama com areia muito fina, de odor
característico de efluentes domésticos. Presença de conchas.
B. Silte argiloso laminado c/ concreções e areia Silte argiloso laminado variando de tons cinza no topo para brancos em
concreção na base. Presença de areia carbonática muito fina e conchas.
. Esteira escura com silte peloidal Esteira microbiana preto-esverdeada intercalada com silte e grãos de areias
carbonáticas, (pseudo) oólitos e pellets
D. Esteira clara com silte Esteira microbiana com níveis cinzas e brancos com presença de silte e
conchas. Presença de estrutura organo-sedimentar protólita ao estromatólito
na base da fácies nos dois testemunhos.
E. Lama marrom a areia muito fina c/ esteira Silte argiloso marrom variando pra nível mais arenoso na base da fácies, com
presença de conchas pobremente direcionadas e estrutura organo-sedimentar
protólita ao estromatólito no topo da fácies nos dois testemunhos.
F. Esteira laminada clara com lama Esteira com lâminas brancas e amareladas intercaladas com lama e grãos de
areia.
G. Silte arenoso Silte marrom variando para níveis mais arenosos cinza escuros na base.
H. Areia lamosa Areia muito fina lamosa com tons cinzas e amarelados, com concreções,
fragmentos de conchas e conchas em níveis bem marcados. Presença de
esteira microbiana e estrutura organo-sedimentar protólita ao estromatólito.
I. Esteira com Silte argiloso claro a escuro com
areia
Silte argiloso com lâminas cinzas e brancas similar a uma esteira microbiana.
Presença de nível de areia com conchas fortemente direcionadas no topo,
similar a concreções.
J. Esteira laminada com lama Esteira microbiana cinza bem laminada com níveis brancos e presença de
silte argiloso e conchas.
cm
56
Figura. 12: Colunas Estratigráficas de LV-O (a esquerda) e LV-E (a direita).
57
6.2 GRANULOMETRIA
A dominância da natureza carbonática nos grãos pôde ser confirmado com testes
com HCl (> 95%). Os maiores grãos carbonáticos observados foram definidos como
fragmentos de conchas. Já os menores (areia média, fina, muito fina e micrita) foram
caracterizados como pellets12, oólitos13 e pisólitos14. As conchas inteiras, que em muitos
níveis dos testemunhos faziam-se presentes, puderam ser definidas como a espécie
Anomalocardia brasiliensis15. Em menor quantidade foram observados grãos
arredondados de quartzo na fração areia muito fina a fina, caracterizando a fase
siliciclástica da fração areia como bem selecionada.
O teor de grãos foi traçado ajustando a quantidade de massa retida na peneira no
tamanho superior a areia fina (0,25 mm), constituído basicamente de fragmentos de
conchas, outros bioclastos e grãos de quartzo, com a massa analisada pelo equipamento
(CILAS). Com os resultados pôde-se montar os perfis granulométricos da figura 13.
Figura. 13: Perfil granulométrico em função da profundidade dos testemunhos LV-O e LV-E
12 Pellets: Agregado de material carbonático precipitado comn forma esférica, cujo diâmetro oscila entre
0,1 - 0,4 cm. 13 Oólitos: Pequenas esferas carbonáticas de origen sedimentar, com diâmetro entre 0,5 e 2 mm. Os
superiores a esse tamanho são formados pela precipitação carbonática em torno de núcleos de psólitos. 14 Psólitos: Precipitados carbonáticos inferiores a 0,5 mm que servem de núcleos para grãos maiores
como oólitos. 15 Anomalocardia brasiliensis: Molusco bivalve encontrado desde o Caribe até o Uruguai, ocorrendo ao
longo de toda a costa brasileira, sobretudo em ambientes estuarinos e manguezais.
0
10
20
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110
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Pro
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)
%
LV O
Areia0 20 40 60 80 100
%
LV O
Silte Argila
A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
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0 20 40 60 80 100
Pro
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did
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(cm
)
%
LV E
Areia Silte
Argila
A
B
CD
E
F
G
H
58
Os dados de granulometria determinaram um claro domínio de finos nos dois
testemunhos. Em LV-E essa hegemonia é absoluta na fração silte sobre as demais
frações durante todos os 88 centímetros do testemunho. Já em LV-O a hegemonia de
silte perdurou nas biofácies B, C, D, E, I e J, no entanto, nas demais biofácies (A e a
sequência F-G-H) é presente o domínio da fração areia muito fina.
Nesse testemunho se observa a constância granulométrica na biofácies I, com
baixos valores de areia e altos valores de silte, porém, no topo dessa biofácies há um
pico de areia em uma amostra que destoa das demais na profundidade próxima a 100
cm. Esse enriquecimento na fração areia se mantém constante por quase toda a biofácies
H. A partir dessa biofácies, migrando até o topo da biofácies E, é observada tendência
de enriquecimento em finos (argila + silte) expressado por um fining up. Essa situação
de teores mínimos de areia e altos teores de finos persiste nos níveis mais superiores até
a biofácies A, quando enriquecimento de grãos de areia faz a granulometria se
aproximar novamente às características da biofácies H.
6.3 MATÉRIA ORGÂNICA (MO)
Os valores das porcentagens da MO determinados por calcinação oscilaram de
17,72 a 41,90% nos sedimentos do LV-E, sendo o de maior valor na profundidade
média de 26,5 cm (biofácie C) e o de menor valor na profundidade média de 63,5 cm
(biofácie G). Já para o LV-O, os valores de MO oscilaram entre 20,33 e 39,83%, sendo
o menor valor relacionado à profundidade média de 14,0 cm (biofácie B) e o de maior
valor percentual para a profundidade média de 54,0 cm (biofácie E).
Um perfil da MO para cada testemunho foi confeccionado. Em LV-O não houve
variação no padrão da MO ao longo do testemunho, no entanto, em LV-E há a presença
destacada nas biofácies C e D com valores maiores de MO do que no restante do
testemunho (Figura 14).
59
Figura. 14: Perfis da distribuição dos valores das concentrações de MO ao lado do perfil de finos em LV-O (à esquerda) e em LV-E (à direita).
0 10 20 30 40 50
LV O
MO (%)
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10
20
30
40
50
60
70
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0 20 40 60 80100
Pro
fun
did
ad
e (
cm)
LV O
Lama (%)
0 10 20 30 40 50
LV E
MO (%)
0
10
20
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40
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60
70
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0 20 40 60 80100
Prof
undi
dade
(cm
)
LV E
Lama (%)
A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
60
6.4 GEOCRONOLOGIA
De acordo com os resultados obtidos através das análises do 210Pb por
espectrometria da radiação gama nas amostras do testemunho LV-O, a curva
profundidade (cm) X ln[210Pb(ex)] utilizando os valores das atividades desse radioisótopo
gerou o coeficiente angular a = -0,2403 e a partir do qual foi possível calcular a taxa de
sedimentação de acordo com a metodologia estabelecida, obtendo-se o valor de 0,13
cm/ano (figura 15). Com essa taxa de sedimentação, pôde ser identificado a idade de
150 anos na profundidade correspondente a 20 cm desse testemunho, contemplando as
biofácies A e B.
As mesmas análises foram realizadas em LV-E e foram responsáveis pela
confecção da curva profundidade (cm) X ln[210Pb(ex)] da qual se gerou um coeficiente
angular a = -0,2546, resultando numa taxa de sedimentação de 0,12 cm/ano para esse
testemunho (figura 16). Com essa taxa de sedimentação, sedimentos com idade de 150
anos estão localizados na profundidade 18 cm neste testemunho. A partir das taxas de
sedimentação, foram estimadas as idades dos extratos até o limite permitido pela técnica
(autonomia de decaimento do 210Pb), obtendo valores de idade até a base da biofácie B
em 1869 para LV-O e 1857 para LV-E.
A fim de poder estimar a idade total da sedimentação registrada nos dois
testemunhos, utilizando as taxas de sedimentação encontradas pelo método 210Pb (0,13
para LV-O e 0,12 para LV-E), como sendo constantes para a história deposicional da
laguna, obteve-se o ano de 992 e 1282 para as bases dos testemunhos LV-O e LV-E,
respectivamente.
61
Figura 15: Função profundidade (cm) x [ln210Pb(ex)] a partir da datação do
210Pb para as 9 amostras do topo de LV-O.
Figura 16: Função profundidade (cm) x [ln210Pb(ex)] a partir da datação do
210Pb para as 8 amostras do topo de LV-E.
62
6.5 BIOPOLÍMEROS
Os resultados dos biopolímeros expressaram hegemonia de LPD em todas as
amostras dos dois testemunhos (Figura 17), com valores para LV-E oscilando entre 1,46
mgC/g (biofácie B) e 10,21 mgC/g (biofácie C), com média de 2,63 mgC/g. Para LV-O,
os valores de LPD variaram entre 2,05 mgC/g (biofácie E) e 8,94 mg/g (biofácie G),
com média de 4,74 mgC/g.
Figura. 17: Perfis da distribuição das concentrações de biopolímeros (PTR, CHO e LPD) ao
longo dos testemunhos LV-O (à esquerda) e LV-E (à direita).
O perfil de LPD em LV-O apresentou-se serrilhado, com oscilações de
concentração, por vezes, dentro da mesma biofácie. Já para LV-E é observada uma
homogeneidade da concentração de LPD durante quase todo o perfil, com valores
próximos a 2 mgC/g, com excessão das biofácies D e C, chegando a concentrações de
10,21 mgC/g.
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0 2 4 6 8 10 12
Prof
undi
dade
(cm
)
(mg/g)
LV O
PRT CHO LPD
0 2 4 6 8 10 12
LV E
PRT CHO LPD(mg/g)
A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
63
As concentrações de CHO e PTN são quase equivalentes, em ambos os
testemunhos, sendo que em LV-E as concentrações de PTN sempre se mantiveram
superiores aos de CHO, mesmo que algumas vezes irrisórias. Em LV-O esse padrão se
inverteu nas três biofácies centrais do testemunho (E, F, G e H), ficando os valores de
PTN inferiores aos de CHO.
Em LV-E, a amplitude dos valores das concentrações para PTN ficou entre 0,56
mgC/g (biofácies F) e 1,56 mgC/g (biofácies C), com média de 0,96 mgC/g, já para
CHO houve variação de 0,33 mgC/g (biofácies F) a 1,23 mgC/g (biofácies C), com
média de 0.6 mgC/g. Paralelamente, em LV-O os valores das concentrações de PTN
variaram de 0,78 mgC/g (biofácies E) a 1,60 mgC/g (biofácies K), com média de 1,14
mgC/g, enquanto que os valores das concentrações de CHO neste testemunho teve
range de 0,56 mgC/g (biofácies D) a 2,00 mgC/g (biofácies H), com média de 0,97
mgC/g.
Os valores de BCP calculados a partir dos valores corrigidos dos biopolímeros
oscilaram entre 4,34 a 11,39 mgC/g em LV-O, enquanto que em LV-E oscilaram entre
2,31 a 12,35 mgC/g.
6.6 RAZÃO PTN:CHO
Em LV-O os valores da razão PTN:CHO oscilaram de 0,56 (biofácies H) a 2,19
(biofácies D). Já em LV-E os valores dessa razão teve amplitude de 1,08 e 2,39, ambos
os extremos na mesma biofácies, G.
Todo o perfil LV-E apresentou razão PTN:CHO superior a 1 (Figura 14).
Quanto a LV-O, três intervalos distintos puderam ser notados usando esse valor como
marcador, o primeiro localizado na base do testemunho, no qual todos os valores são >
1. O segundo é situado na região medial do testemunho, na qual há predominância dos
valores dessa razão < 1. Por fim, um grupo na parte superior do testemunho, similar ao
inferior, onde essa razão é sempre > 1 (Figura 18).
64
Figura 18: Perfil da distribuição dos valores das concentrações da razão PTN:CHO ao lado do perfil da distribuição dos valores das concentrações de LPD no
testemunho LV-O (à esquerda) e LV-E (à direita).
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
LV O
PRT:CHO
0
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0 2 4 6 8 10 12
Pro
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did
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(mg/g)
LV O
LPD
0
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0 2 4 6 8 1012
Prof
undi
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(cm
)
LV E
LPD
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
LV E
PRT:CHO
A
B
C
D
E
F
G
H
A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
65
Ao comparar a razão PTN:CHO com LPD, notamos tendências nos dois
testemunhos. Em LV-E tendências de aumento ou diminuição da razão PTN:CHO
ocorre de maneira paralela a LPD na sequência superior com as biofácies A, B, C, D e
E, enquanto que na parte inferior do testemunhos, com as biofácies F e G, esse padrão
de aumento ou diminuição da razão se comporta de maneira contrária e simétrica em
LPD. Já no testemunho LV-O, tendências de aumento e diminuição da razão PTN:CHO
são correspondente a LPD na biofácies A, B e H, enquanto que na sequência de
biofácies C-D, na biofácies F e na sequência de biofácies I-J as razões são contrárias e
simétricas a LIP.
66
7 DISCUSSÃO
Por ser um ambiente em que grande parte de sua história geológica esteve sob
atuação de hidrodinâmica de baixa competência, sobretudo por agente eólico, e ausência
de canal de comunicação com o mar, a Lagoa Vermelha apresenta granulometria
predominantemente composta por finos (KJERFVE et al., 1997; TURCQ et al., 1999).
A natureza carbonática das frações micríticas e arenosas possui influência biológica,
seja por precipitação biologicamente induzida, como na identificação de psolitos,
oólitos e identificação de microbialitos, seja na identificação de bioclastos e fragmentos
de conchas da espécie Anomalocardia brasiliensis, confirmando o status de ambiente
carbonático descrito na literatura (HÖHN et al., 1986; SANTELLI et al., 2006;
VASCONCELOS et al., 1988, MADDOCK, 1999; TURCQ et al., 1999, SAMPAIO et
al., 2015). Essas evidências, associadas à ausência de descarga fluvial para a laguna,
reforçam a importância da origem autóctone dos sedimentos.
Visto que a alteração de fluxo hidrodinâmico muda a granulometria de um
ambiente carbonático sem precisar de aporte de sedimentos alóctones para tal, uma vez
que o transporte das partículas autóctones permite a precipitação carbonática
diferenciada em torno dos grãos, modificando a taxa de nucleação e crescimento destes,
a simples mudança da hidrodinâmica na história geológica da Lagoa Vermelha
responderia pelas variações granulométricas que foram observadas com mais
intensidade no testemunho LV-O (depocentro). Tais alterações podem ocorrer por
diferentes motivos, seja por variações climáticas fomentadas pelo domínio dos ventos
de NE atuantes no local, seja por influências antrópicas.
A pouca presença de grãos de quartzo nas frações de areia (< 5%) indica baixa
influência siliciclástica no ambiente, porém a qualidade sedimentológica com grãos
arredondados e muito bem selecionados dessa fração siliciclástica, junto a proximidade
das dunas da região praial, implica na chegada de sedimentos de praia através de
transporte eólico e por escoamento superficial, runoff, até a laguna.
Na biofácies H do testemunho LV-O, a distribuição granulométrica com
predomínio de areia muito fina indica evento hidrodinâmico que pode estar associado à
mudança do balanço de precipitação e evaporação sob o domínio dos ventos de NE
67
(SANTELLI et al., 2006). Esses autores identificaram por 𝛿18O um nível de extrema
aridez em um testemunho neste mesmo lobo central da Lagoa Vermelha (parte mais
profunda). Tal evento de alta evaporação e possível seca total da lagoa é corroborado
Maddock (1999) que expôs nível de calcrete associado à seca total da laguna. Esse
evento climático pode ter gerado um comportamento hidrodinâmico que responderia
pela presença desses picos arenosos de algumas biofácies destoadas das demais. O
mesmo padrão também é observado no topo da biofácies I desse mesmo testemunho.
Essa observação da composição granulométrica mais grosseira pode ser feita nas
biofácies do topo (A e B) dos dois testemunhos, destoando do padrão mais fino
observado em LV-O, desde o topo da biofáceis I mostrando um fining up. Neste caso, o
empreendedorismo no setor de sal marinho, com as construções de barragens e salinas
na Lagoa Vermelha, influenciou a morfologia da laguna e a circulação hidrodinâmica.
Höhn et al. (1986), Vasconcelos et al. (2006) e Feder (2014) apontaram pro isolamento
artificial da laguna através de um canal que a circundou, além do seu seccionamento em
três lobos e do canal aberto que serviu de conexão com a Lagoa de Araruama. Esses
empreendimentos realizados na Lagoa Vermelha, além da ocupação do entorno com
construções de moradias, ruas e estradas e com o desmatamento da restinga,
responderiam pelas variações na granulometria na biofácies do topo.
A MO apresentou a clássica correlação com a granulometria fina ao longo de
todo o testemunho LV-E, o que pode ser explicado em parte pela hidrodinâmica
deposicional semelhante de partículas orgânicas e partículas minerais finas (TYSON,
1995) e em parte pela maior área superficial específica das partículas finas, capazes de
adsorvem mais MO (HEDGES et al., 1993). Entretanto, o mesmo comportamento nem
sempre foi observado no testemunho LV-O, de forma que apenas a hidrodinâmica não
explica a deposição da MO em toda coluna sedimentar do lobo central, como observado
na biofácies H. Ao comparar os perfis de MO com as concentrações de biopolímeros,
particularmente o LPD mais abundante, observamos boa relação do teor de MO com as
concentrações de LPD ao longo de todo LV-E, ressaltando a grande contribuição da
fração lábil na MO depositada. A fração lábil da MO em LV-O nem sempre é a mais
significativa, como na biofácie H, sugerindo que a MO nessa biofácie é mais refratária.
Utilizando a taxa de sedimentação constante de 0,13 cm/ano adquirida pela
datação do 210Pb para o testemunho LV-O, pôde-se inferir que o intervalo sedimentar
68
correspondente a biofácies H, cuja natureza granulométrica é predominantemente
arenosa, oscilou entre os anos de 1.240 e 1.400. Tais resultados explicam as tendências
contraditórias do aumento do tamanho dos grãos e da MO sem acompanhar aumentos
de biopolímeros, pois essas anomalias corroboram a hipótese de períodos de secas
prolongadas que inferissem estágios de latência das comunidades, corroborando com as
identificações de períodos similares no trabalho de Santelli et al., (2006) e Maddock
(1999). Este trabalho também corrobora com Carvalho et al., (2017), que identificaram
períodos de seca em níveis dolomíticos (mineral que depende de extrema aridez pra
cristalizar) nos anos de 1.120 (± 70) e 1.440 (± 60) através de datação de estromatólito
na Lagoa Vermelha com 14C.
Os biopolímeros são marcadores químicos excelentes para indicar o valor
nutricional da MO disponível para consumidores primários (GRÉMARE et al., 1997,
2002), especificamente o LPD que também indica composição microbiana, algal e
zooplanctônica (MULLER-NAVARRA, 2008).
No presente estudo, o LPD apresentou média de 68,2% do BPC em LV-O e
63,56% em LV-E. De acordo com Amador (1980) e Kjerfve et al. (1997), ambientes
que apresentam baixa energia e pouco hidrodinamismo tendem a apresentar maiores
teores de LPD que estariam associados com a abundância de finos nos sedimentos. Essa
máxima pode ser confirmada neste estudo, tanto no LV-E que apresenta hegemonia de
finos e LPD durante todo o testemunho, quanto durante grande parte do LV-O,
sobretudo nas biofácies C, D, F e H, nas quais os valores de finos e das concentrações
de LPD são correspondentes.
Dell’Anno et al. (2002), associaram o aumento da concentração de LPD com o
aumento da profundidade. Esse padrão não é observado neste estudo já que em LV-E
existe certa constância nos valores desse biopolímero, com grande exceção na biofácies
C, próxima a superfície, que destoa enormemente das demais com o pico acentuado de
LPD acompanhando os teores de MO, já em LV-O existe uma tendência crescente dos
valores das concentrações de LPD da biofácies B para o topo (biofácies A),
acompanhando a mesma tendência nesse intervalo para os valores da MO, em
contrapartida, essa tendência é complementar ao teor de finos que apresenta um
coarsening up na granulometria das duas biofácies do topo.
69
A preservação de LPD nos dois testemunhos indica manutenção de condições
redutoras nos sedimentos, pois o LPD é a fração que mais requer oxigênio para ser
degradado, sendo o biopolímero mais refratário (KILLOPS; KILLOPS, 1993). Logo, a
dominância de LPD ao longo dos dois testemunhos também corrobora a ausência de
processos aeróbios. Sabadini-Santo et al. 2014 (2010) comenta sobre a alternância de
processos aeróbios e anaeróbios facultativos nas esteiras microbianas, logo se pode
inferir através dos valores das concentrações de LPD totais que são os processos
anaeróbios os responsáveis pelos ciclos biogeoquímicos nos sedimentos da Lagoa
Vermelha, indicando que o sedimento anóxico da laguna não é favorável à diagênese
aeróbica.
Pusceddu et al. (1999) realizou estudo no Lago Marsala, laguna costeira com
dois canais de conexão com o mar abertos, situado na Sicília, Itália, no qual observou
valores dos biopolímeros na ordem (CHO > PTN > LPD), sendo os valores máximos
das concentrações 70,5 mgC/g, 12,1 mgC/g e 4,5mgC/g, respectivamente. Feder (2014),
em esteiras microbianas superficiais nas salinas da Lagoa Vermelha, encontrou ordem
biopolimérica CHO > PTN > LPD com valores máximos de 2,23 mgC/g, 1,51 mgC/g e
0,7mgC/g, respectivamente. Nos testemunhos deste estudo, no qual foram identificadas
biofácies com o predomínio de presença de esteiras microbianas ao longo dos
testemunhos da Lagoa Vermelha, a ordem biopolimérica foi LPD > PTN > CHO e os
seus valores máximos encontrados foram 10,2 mgC/g, 1,6 mgC/g e 2,0 mgC/g,
respectivamente.
É irrefutável que o clima tropical assegura acentuada atividade biológica ao
longo de todo o ano, enquanto que no clima temperado registra-se intensa atividade
apenas na primavera/verão. Leia-se atividade biológica tanto os processos de
produção/síntese de biopolímeros, quanto degradação. López-Cortés et al. (2008)
associou elevadas concentrações de lipídios em esteiras microbianas a processos de
diagênese da MO. Assim, se justifica as concentrações mais elevadas de LPD em
detrimento ao CHO e PRT na Lagoa Vermelha, por degradação seletiva, cujos
compostos mais lábeis são preferidos em detrimento ao LPD (MEYER-REIL, 1983;
SARGENT et al., 1983; FABIANO; DANOVARO, 1994).
Outra hipótese que pode justificar a diferença observada entre as concentrações
dos biopolímeros na Lagoa Vermelha e nos outros trabalhos citados, é que esta é um
ambiente hipersalino, ciclicamente exposto a eventos ainda mais extremos de seca
70
(menos água, mais radiação UV), ou seja, um ambiente estressor, onde as comunidades
microbianas, produtores e decompositores simbioticamente reunidos, biossintetizam
preferencialmente LPD. Villanueva et al. (2010) já haviam observado que a biossíntese
de LPD é acompanhada da diagênese de CHO em condições de estresse ambiental,
como o aumento da salinidade, precipitando evaporitos. A literatura indica que os
reservatórios lipídicos são formados por poliésteres de ácidos hidroxialcanóicos,
acumulados intracelularmente (importantes no reconhecimento da matéria orgânica
refratária (Tyson, 1995).
Dell´Anno et al. (2002) e Vezzulli et al. (2003) mostram que a fração
biopolimérica do carbono (BPC) é menos conservativa que outros proxies como o
carbono orgânico total (ou matéria orgânica), portanto pode ser uma variável que
melhor descreve o estado nutricional de um ecossistema.
Laut et al. (1917) analisando sedimentos superficiais e esteiras microbianas
encontraram média de 24,36 ± 6,81 mgC/g de BPC. Tais autores identificaram os
maiores valores nas amostras superficiais do entorno da lagoa, excepcionalmente nos
lugares em que havia presença de esteiras microbianas. Neste estudo, os valores de BPC
tiveram amplitude de 2,31 - 12,35 mgC/g em LV-E e 4,34 -11,39 mgC/g em LV-O,
ambos os testemunhos em regiões centrais de dois compartimentos da lagoa.
Associando os elevados valores de LPD encontrados nos dois testemunhos, é assumido
que esse biopolímero responde enormemente pela carbono biopolimérico.
Elevados valores para a razão PTN:CHO (>1) indicam presença de material
orgânico recente (DELL’ANNO et al., 2002 e DANOVARO et al., 2005) uma vez que
as proteínas são fatores limitantes para os consumidores bentônicos (FABIANO et al.,
2005). Martin et al. (1987) e Fabiano et al. (1999) dizem que valores elevados dessa
razão (>1) podem indicar influência antrópica no ambiente.
A razão PTN:CHO caracterizou o ambiente como hipersalino e meso-
oligotrófico (valores de PTN < 1,5 mgC/g e valores de CHO < 5 mgC/g), de acordo
com Dell’Anno et al. (2002) e Pusceddu et al. (2003). Canfield et al. (2004)
caracterizaram os reservatórios hipersalinos como ambientes limitantes em nutrientes,
mesmo assim, há detecção de PTN em valores consideráveis, indicando a
disponibilidade desse biopolímero nas relações tróficas da comunidade. As
concentrações de LPD foram superiores aos encontrados em outros sedimentos
costeiros (DELL’ ANNO et al., 2002; CIVIDANE et al., 2002), mostrando o grande
71
potencial como sumidouro de MO nessa fração para o ciclo geológico, participando
enormemente na vanguarda do sequestro de carbono.
A razão PTN:CHO > 1 indicou que ocorreu fixação de carbono com produção
de biomassa. No entanto, como valores superiores a 1 podem indicar envelhecimento da
MO, a tendência dessa razão em associação com elevadas concentrações de LPD
sinalizou, que as esteiras microbianas estavam em processo de diagênese acelerada da
MO (LÓPEZ-CORTÉS et al., 2008).
Na maioria das biofácies foi constatada presença de esteiras microbianas e/ou
outras estruturas organossedimentares capazes de responder pela ordem PTN > CHO
nos sedimentos. Em LV-O a razão PTN:CHO só é inferior a 1 nas biofácies (E, F, G e
H). Comparando PTN:CHO com LPD, há congruência de tendências nas biofácies A,
B, E, F, H e I e uma complementaridade de tendências nas biofácies C, D, G e J.
Valores elevados das concentrações de PTN no ambiente, muitas vezes
superiores aos CHO (que é o alimento mais facilmente metabolizados para geração de
energia), expressam elevado número de células na comunidade uma vez que a PTN é o
biopolímero constitucional nas comunidades. Neste estudo, os valores de PTN quando
superiores aos de CHO, e acompanhados a valores elevados LPD (considerado reserva
energética de alto custo) indicam momentos em que o ambiente era propício ao pleno
desenvolvimento das esteiras microbianas, podendo ser observado nas biofácies da base
e do topo de LV-O e ao longo de todo o testemunho LV-E, sobretudo onde há o pico de
LPD em C.
Em contrapartida, houve períodos da história deposicional da laguna em que a
redução de PTN tendendo a se aproximar de CHO em algumas biofácies de LV-E
(como em F e na base de B), ou mesmo chegando a ter valores inferiores às
concentrações de CHO em LV-O (como nas biofácies intermediárias), acompanha-se a
tendência de queda de LPD. Tal situação indicaria distúrbios no ambiente provocados
por algum agente estressor, como variações climáticas ou processos prolongados de
seca já observados por Maddock (1999), Santelli et al., (2006) e Carvalho et al., (2017)
e corroborados neste trabalho ao utilizar a taxa de sedimentação constante para inferir a
geocronologa através do métodos 210Pb. Nos níveis em que se identifica esse padrão,
pode, inclusive, haver tendências de aumento de CHO em detrimento de PTN, já que
priorizar a produção de CHO oferta a geração de energia mais eficiente e rentável. Esse
72
comportamento é associado a momentos em que as esteiras microbianas estão sob
estado de latência.
Neste estudo foi observado coarsining up nas biofácies do topo (de B para A) do
testemunho LV-O. A partir da datação por 210Pb das biofácies A e B, cuja taxa de
sedimentação encontrada foi de 0,13 cm/ano, é possível observar que a hidrodinâmica
recente da laguna responde por esse aumento nos tamanhos de grãos. A hidrologia é
afetada no recente pelos empreendimentos das salinas, seja no seccionamento da laguna,
na construção do canal de isolamento externo, na construção do canal de conexão com a
Lagoa de Araruama, ou ainda nas moradias e asfaltamento do entorno acompanhados do
desmatamento das mata ciliar, como foi atestado por Höhn et al. (1986), Vasconcelos et
al. (2006) e Feder (2014). Paralelamente, houve aumento bem marcado da MO nesse
período acompanhado de expressiva tendência crescente nos biopolímeros, o que indica
que a fração lábil responde significativamente pela elevação da MO. No entanto, esse
aumento não é explicado através dos novos fatores hidrodinâmicos uma vez que há a
gradativa presença de sedimentos grosseiros. Essas observações sugerem influência
antrópica gradativa nesses intervalos recentes, como input de material orgânico vindo de
efluentes domésticos, o que responde o contraponto entre a granulometria frente a MO e
biopolímeros.
Aplicando a geocronologia obtida pela taxa de sedimentação, que foi gerada a
partir do método 210Pb, como mais uma ferramenta na caracterização das biofácies
(tanto com a disposição granulométrica, como as concentrações de MO e dos
biomarcadores moleculares), pôde-se traçar a evolução sedimentar e trófica da laguna, a
qual implicou nos eventos acima descritos e registrados nos extratos sedimentares,
ressaltando a íntima relação dos processos sedimentares com a comunidade biológica no
sistema em toda sua história geológica registradas nos dois testemunhos,.atentando para
as mudanças ambientais não naturais que estão em curso nesse ambiente. As figuras 19
e 20 expressam a compilação da evolução sedimentar e trófica experimentada pela
Lagoa Vermelha no registro dos testemunhos.
73
Figura 19: Associação geocronológica dados biogeoquímicos encontrados em LV-O.
0 2 4 6 8 10 12
(mg/g)PRT CHO LPD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
0 10 20 30 40 50
MO (%)
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
PRT:CHO
2015
1946
1869
1885
0 20 40 60 80100
Lama (%)
A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
K
Pro
fun
did
ade
(cm
)
74
Figura 20: Associação geocronológica dados biogeoquímicos encontrados em LV-O.
20151973
18571885
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
PRT:CHO
0 2 4 6 8 10 12
PRT CHO LPD(mg/g)
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
110
120
130
0 10 20 30 40 50
MO (%)
0 20 40 60 80100
Pro
fun
did
ade
(cm
)
Lama (%)
A
B
C
D
E
F
G
H
Pro
fun
did
ade
(cm
)
75
8 CONCLUSÕES
Neste trabalho foi constatada a hegemonia de finos na maioria das biofácies ao
longo da história geológica dos dois testemunhos da Lagoa Vermelha, com exceção da
biofácies H (LV-O) e das biofácies do topo. A natureza do sedimento é
majoritariamente carbonática, constituindo lama micrítica pra fração fina e fragmentos
de conchas com psolitos e oólitos nos grãos arenosos. Já o baixo teor de grãos de
quartzo (< 5%), com sua seleção ricamente selecionada e bem arredondados, indica
origem siliciclástica eólica e por runoff.
Além da presença majoritária de carbonatos na fração mineral das biofácies, a
presença de entidades de origem biológica foi marcante para a caracterização e
interpretação. Conchas inteiras e fragmentadas, esteiras microbianas e outros
microbialitos (muitos deles sendo análogos a estromatólitos) foram observados por todo
o testemunho, classificando-os como autores principais nos processos sedimentares
durante toda a história geológica da Lagoa Vermelha registrada nos testemunhos.
O LPD é notadamente o biopolímero mais representativo da fração lábio e ele
responde fortemente pelo BPC e pelas variações da MO por quase totalidade da história
sedimentar no sistema. Esse resultado, associado aos momentos em que houve o
domínio de PTN sobre CHO identificados pela razão PTN:CHO, expressou estado de
pleno desenvolvimentos das esteiras, preferência por processos metabólicos anaeróbicos
nas atividades biológicas e estado diagenético em curso, com degradação seletiva da
MO sustentados pelas condições de hipersalinidade.
A forte presença de LPD deflagra o grande potencial como reservatório de MO
lábil e carbono desse ambiente hipersalino, colocando em discussão a sua importância
na conjuntura global e sugerindo que ambientes lacustres crabonáticos e hipesalinos
com estromatólitos não funcionam, apenas, como precursores de rochas reservatórios,
mas também como geradoras de hidrocarbonetos nos plays de sistemas petrolíferos.
Durante a maior parte da história deposicional da laguna, o ambiente foi
caracterizado como meso-oligotrófico (PTN < 1,5 mgC/g e CHO < 5 mgC/g), indicando
disponibilidade protéica nas atividade biológicas e envelhecimento da MO por
diagênese acelerada. Esse estado de eutrofia ao longo dos testemunhos foi quebrado nas
biofácies centrais em LV-O, nas quais os valores de PTN:CHO < 1 caracterizaram o
76
ambiente como mesoeutrófico, porém, com a mesma disponibilidade protéica, pois a
redução dessa razão não se deu pela redução de PTN, mas pelo aumento de CHO,
indicando maior necessidade de produção de fonte de energia para esse intervalo da
história geológica da laguna.
Nos momentos registrados nos testemunhos em que houve tendência de redução
de PTN e LPD associadas, se configurou períodos em que as esteiras passavam por
estágio de latência, indicando perturbações no sistema como secas prolongadas.
A datação por 210Pb adicionou dado cronológico que sugeriu a influência
antrópica para as biofácies que são as mais recentes (100 últimos anos A.P.). Nessas
biofácies não foi observada a relação clássica de MO x granulometria. Pela
geocronologia do 210Pb, atestando idades do último século para essas biofácies,
confirma-se que as influências antrópicas dos empreendimentos da salina alteraram o
fluxo hidrológico da laguna e contribuíram para as tendências de aumento das
concentrações de MO com imput de material orgânico alóctone. Tais influências
respondem a dicotomia de aumento da fração arenosa com aumento da MO seguido de
aumento de sua fração lábil. Além disso, o aumento da MO e dos biopolímeros nessas
biofácies é associado a valores de PTN:CHO > 1, sendo assim, se tratando de
sedimentos recentes, podem ser associados a descarga de efluentes antrópicos.
Para as demais biofácies de LV-O, com exceção da biofácies H, e ao longo de
todo o testemunho LV-E, as variações da MO acompanham a clássica relação com finos
e é respondida significativamente com as variações biopoliméricas, indicando sua
essencial participação na constituição da MO.
A evolução sedimentar registrada nos testemunhos confirmou a capacidade que
as influências externas, tanto naturais quanto antrópicas, tiveram no passado e tem,
atualmente, em alterar a sedimentação do sistema. Isso ocorreu em paralelo com a
confirmação da intrínseca relação dessa história sedimentar com a evolução trófica,
incluindo sua suscetibilidade às mudanças provenientes dessas influências
experimentadas pela laguna, uma vez que se constatou que os processos que governam a
sedimentação (bioprecipitação direta e/ou precipitação bioquimicamente induzida) estão
diretamente associados a produtividade da comunidade microbiana local e a suas
respostas aos agentes estressores.
77
O entendimento da Lagoa Vermelha como um sistema bio-sedimentar frágil e
suscetível às influências externas torna este ambiente único e fomenta medidas para a
preservação que mitiguem os efeitos dos impactos sofrido por ela.
78
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