INSTITUTO DE GEOCIENCIASPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIENCIASMESTRADO EM GEOCIENCIAS

YVAGA POTYPENIDO DA CUNHA

INTEGRAÇÃO DOS REGISTROSSEDIMENTARES DA LAGOA DA PATA (SÃO

GABRIEL DA CACHOEIRA, AM):INTERPRETAÇÃO PALEOCLIMATICA EM ÁREA DE

CLIMA SEMPRE ÚMIDO DA AMAZÓNIA

NITERÓI2009

2

YVAGA POTY PENIDO DA CUNHA

INTEGRAÇÃO DOS REGISTROS SEDIMENTARES DA LAGOA DA PATA

(SÃO GABRIEL DA CACHOEIRA, AM): INTERPRETAÇÃO PALEOCLIMÁTICA EM ÁREA DE CLIMA SEMPRE ÚMIDO DA AMAZÔNIA

Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geoquímica da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental

ORIENTADOR: DR. RENATO CAMPELLO CORDEIRO CO-ORIENTADOR: DR. BRUNO JEAN TURCQ

Niterói 2009

3

Penido-Cunha, Yvaga Poty

Integração dos registros sedimentares da Lagoa da Pata (São Gabriel Da Cachoeira, AM): Interpretação Paleoclimática em área de clima sempre úmido da Amazônia. Yvaga Poty Penido da Cunha. Niterói, 2009.

p. Dissertação (Mestrado em Geoquímica Ambiental)

Universidade Federal Fluminense, 2009. 1. Quaternário, 2. Holoceno, 3. Floresta tropical, 4.

Paleoclima. Teses. I. Título. CDD

YVAGA POTY PENIDO DA CUNHA

INTEGRAÇÃO DOS REGISTROS SEDIMENTARES DALAGOA DA PATA ( SÃO GABRIEL DA CACHOEIRA, AM):

INTERPRETAÇÃO PALEOCLIMÁTICA EM ÁREA DECLIMA SEMPRE ÚMIDO DA AMAZÓNIA

Dissertação apresentada ao Curso de Pós - Graduaçãoem Geociências da Universidade Federal Fluminense,como requisito parcial para a obtenção do Graude Mestre. Área de Concentração: GeoquímicaAmbiental.

Aprovada em abril de 2009.

BANCA EXAMINADORA

l .—-«. \ CLÃj V—.-— -J\. DR. RENATO CAMPELLO CORDEIRO

ORIENTADOR/UFF

PROF. DR. ÉRUNOJEAN TURCQIRD - FRACA /UFF

PROF. DR PAULO EDUARDO DE OLIVEIRAUNG/SP

PROF. DR. PAUL42LROBERTO SILVEIRA GOMES3/UFF

PROF. DR. SAMBAISIVA RAO PATCHINEELAMUFF

NITERÓI2009

5

Dedicatória

À minha família e amigos, pelo apoio e carinho, e in memorium a minha vó Anna Maria.

6

“A ciência começa sempre com a descoberta, baseada em observações detalhadas e cuidadosas; enquanto a interpretação dos fatos observados, para ser válida, depende de conhecimentos comparativos de áreas diversas e de tempos diferentes, assim como do uso de eventuais instrumentos registradores e amplificadores”.

Aziz Ab’sáber, 2004

7

Agradecimentos

Ao orientador pela paciência e suporte durante os dois anos de convivência. A todos estagiários, mestrandos e doutorandos, que antes de mim, foram

responsáveis por produzir muitos dos dados aqui compilados. Agradeço a Lili e a Joana, pela ajuda com os metais.

Ao Prof. Ricardo Santelli que, muitas vezes sem saber, colaborou (e muito) para a produção desses dados... O “Bonde do 403” também não pode ser esquecido Leo, Nervoso, Fabio, Ilene... A todos pela paciência com as aberturas de metais...

No meu laboratorio aproveito para agradecer a todos que me ajudaram que o tempo passasse mais rápido: Carlitos, Ana Paula, Monike, Alice e Gabriel.

Agradeço os inesquecíveis momentos de convivência nos 15 dias de selva compartilhados: Aos Pesquisadores José Antônio Alves Gomes do INPA, Roberto Fernandes Tavares Filho do CTI e Artemis Maria Francelin Sanchez Moroni do CTI e toda a sua equipe especialmente Gilberto, Diana, Roberta e Adília que permitiram que eu fosse conhecer a minha área de estudo e coletar mais dados. Além de toda a infra-estrutura proporcionada no INPA, Manaus. Ao Renato pela inesquecível colaboração na expedição científica ao Morro dos Seis Lagos.

Ao exército brasileiro que colaborou no trabalho de campo colocando a disposição sua infra-estrutura e a boa vontade de seus funcionários. E a Comunidade Balaio que nos acolheu na base do Morro e guerreiramente carregaram boa parte de nossos equipamentos.

Ao Prof. Reiner Neumann do CETEM, RJ que gentilmente realizou algumas analises mineralógicas por DRX em seu laboratório.

Aos professores Sambasiva e Abdel por terem suportado tantas interrupções. Muito obrigada pela compreensão, paciência e pelas considerações realizadas durante todo esse processo.

Aos novos amigos de trabalho que além de tudo revisaram carinhosamente minha escrita e discutiram as interpretações, Renato, “Luciene” e Fabinho, realmente muito obrigada.

A Nilva e a Dani pala ajuda com a impressão. Ao CNPq e aos IRD pela oportunidade de poder trabalhar e conhecer a realidade do

meu País. Aos amigos por me lembrarem que ainda tenho vida, um especial aos meus novos

amigos Tiago, a quem devo ter conhecido a Gabizonga... com tive a oportunidade de conviver intensamente.

.

8

Aos companheiros e amigos que conheci há mais de 10 mil anos atrás e que não me abandonaram, mesmo tão estressadamente chata, as Caca’s, Carine e Camila (Viva aos nossos Minicursos!), Gersinho e Lud (a mais nova futura mamãe). São os biólogos invadindo a Geoquímica. Gente, MUITO obrigada.

As minhas novas amigas que me conhecem profundamente, e companheiras de todas as semanas, Lidia, Charlotte, Antonia, Ana Paula e Carolina. Vocês não sabem o quanto vocês tem me ajudado a crescer .

A Mariana Egler pelas muitas conversas e conselhos. Ah, que saudades de você! Aos meus pais, pelo suporte, amizade e carinho. A minha irmã que amo de paixão, e que está crescendo tão rápido. Aos meus irmãos pela amizade e apoio. Ao Bruno pela paciência, ajuda e MUITO carinho. E a todos, que por um lapso de memória, esqueci. MUITO OBRIGADA!!!

9

SUMÁRIO 1.  Introdução ............................................................................................ 24 1.1.  Paleoclima ........................................................................................... 24 1.1.1.  Ciclos de Milankovitch ......................................................................... 24 1.2.  Datações com Radiocarbono (14C) e Calibrações .............................. 26 1.2.1.  Formação do 14C ................................................................................. 26 1.2.2.  Concentração de 14C na atmosfera..................................................... 28 1.2.3.  Calibração ........................................................................................... 29 1.2.3.1.  Curva de calibração proposta por Bard, 1998 .................................... 29 1.2.3.2.  Curva de Calibração da IntCal04 (CALIB) .......................................... 30 1.2.3.3.  Curva de Calibração proposta por Hughen et al., 2004 ..................... 31 1.2.4.  Efeito Reservatório - Diferença 14C Atmosfera e Oceano .................. 33 1.3.  Paleoclima na Amazônia ..................................................................... 34 1.3.1.  Clima do Passado e do Futuro na Amazônia ..................................... 34 1.3.2.  Teoria dos Redutos e Refúgios (Haffer, Vanzolini e Ab’Sáber) .......... 36 1.3.3.  Testemunhos Sedimentares estudados na Amazônia e áreas de fronteira com outros biomas .................................................................................................... 37 1.4.  Amazônia Brasileira e Áreas Adjacentes ............................................ 39 1.5.  Estado da Arte dos estudos paleoclimáticos na Lagoa da Pata, AM. 42 1.5.1.  Resultados publicados ........................................................................ 42 2.  Objetivo ............................................................................................... 47 2.1.  Objetivo Geral ...................................................................................... 47 2.2.  Objetivos Específicos .......................................................................... 47 3.  Área de Estudo .................................................................................... 48 3.1.  Formação da Bacia Amazônica .......................................................... 48 3.2.  Circulação Atmosférica na Amazônia ................................................. 51 3.2.1.  Climatologia da Amazônia ................................................................... 51 3.3.  Região do Alto Rio Negro .................................................................... 52 3.3.1.  Morfologia da Região do Alto Rio Negro ............................................. 53 3.3.1.1.  Formação do Morro dos Seis Lagos, AM ........................................... 53 3.3.2.  Situação Político Sócio-Econômica da área de estudo ...................... 53 3.3.3.  Mineralogia da Área de Estudo ........................................................... 56 3.4.  Área de Coleta ..................................................................................... 57 4.  Material e Método ................................................................................ 60 4.1.  Coleta .................................................................................................. 60 4.2.  Radiografia .......................................................................................... 61 

10

4.3.  Fáceis Sedimentares ........................................................................... 61 4.3.1.  Armazenamento .................................................................................. 62 4.4.  Datações com 14C ............................................................................... 62 4.4.1.  Calibração ........................................................................................... 63 4.4.2.  Taxa de sedimentação ........................................................................ 64 4.5.  Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas dos sedimentos 64 4.5.1.  Determinação do teor de água ............................................................ 64 4.5.2.  Determinação da densidade aparente ................................................ 65 4.6.  Granulometria ...................................................................................... 65 4.7.  Mineralogia .......................................................................................... 66 4.7.1.  Mineralogia por Difratometria de raio-X .............................................. 66 4.7.2.  Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho ............................. 67 4.8.  Geoquímica da Matéria Orgânica e Pigmentos .................................. 69 4.8.1.  Concentração de carbono total (C%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e determinação dos isótopos δ13C e δ15N .......................................................... 69 4.8.2.  Fluxo de carbono ................................................................................. 71 4.8.3.  Quantificação de Microcarvões ........................................................... 71 4.8.4.  Black Carbon ....................................................................................... 73 4.8.5.  Pigmentos ............................................................................................ 74 4.8.5.1.  Derivados de Clorofila ......................................................................... 74 4.9.  Concentrações de Metais .................................................................... 74 4.9.1.  Concentração do Mercúrio .................................................................. 74 4.9.2.  Concentrações de metais abertura no Microondas e Leitura no ICP . 75 4.9.2.1.  Determinação dos Metais (Al, Ba, Cd, Cr, Cu, Fe, Mn, Ni, Pb, Ti, Zn, V) e do Arsênio (As) ....................................................................................................... 75 4.9.2.1.1.  Abertura Forte - EPA 3051A ........................................................ 75 4.9.2.1.2.  Abertura Total - EPA 3052 ........................................................... 76 5.  Resultados ........................................................................................... 78 5.1.  LPT I e LPT II ...................................................................................... 78 5.2.  LPT III .................................................................................................. 78 5.2.1.  Fáceis Sedimentares ........................................................................... 79 5.2.2.  Datações Radiocarbonicas (14C) e Calibrações ................................ 79 5.2.3.  Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas ................. 80 5.2.3.1.  Teor de Água (%) e Densidade Aparente (g/cm3) .............................. 80 5.2.3.2.  Mineralogia .......................................................................................... 80 5.2.4.  Geoquímica da Matéria Orgânica ....................................................... 80 5.2.4.1.  Concentração de carbono total (C%), Nitrogênio Total (N%) e relação carbono e

11

nitrogênio (relação C/N) ..................................................................................... 80 5.3.  LPT IV .................................................................................................. 83 5.3.1.  Fáceis Sedimentares ........................................................................... 83 5.3.2.  Datações com 14C, Calibrações e Taxas de Sedimentação ............. 83 5.3.3.  Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas dos sedimentos 84 5.3.3.1.  Determinação do teor de água e Densidade ...................................... 84 5.3.3.2.  Granulometria ...................................................................................... 86 5.3.3.3.  Mineralogia .......................................................................................... 86 5.3.3.3.1.  Mineralogia - Difratometria de Raios-X (DRX) ............................. 86 5.3.3.3.2.  Mineralogia - Infravermelho ......................................................... 88 5.3.4.  Geoquímica da Matéria Orgânica ....................................................... 88 5.3.4.1.  Matéria Orgânica Total (COT) e Nitrogênio Total (N%). ..................... 88 5.3.4.2.  Concentração de carbono total (C%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e determinação dos isótopos δ13C e δ15N ......................................................... 89 5.3.5.  Concentrações de Metais .................................................................... 90 5.3.5.1.  Concentrações dos Metais e do Arsenio pelo método EPA3051 ....... 90 5.3.5.2.  Metais EPA 3052 ................................................................................. 91 5.4.  LPT V ................................................................................................... 94 5.4.1.  Radiografia .......................................................................................... 94 5.4.2.  Descrição das Fáceis Sedimentares ................................................... 95 5.4.3.  Datações radiocarbonicas (14C) e Calibrações ................................... 96 5.4.4.  Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas. ................ 98 5.4.4.1.  Determinação do teor de água e Densidade ...................................... 98 5.4.4.2.  Mineralogia .......................................................................................... 99 5.4.5.  Geoquímica da Matéria Orgânica e Pigmentos .................................. 99 5.4.5.1.  Matéria Orgânica Total (COT ou %C), Nitrogênio Total (N%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e Fluxo de carbono ..................................................... 99 5.4.5.2.  Determinação dos isótopos δ13C e δ15N ........................................... 100 5.4.5.3.  Microcarvões e Black Carbon ........................................................... 101 5.4.6.  Concentrações de Metais .................................................................. 102 5.4.6.1.  Metais Extração pelo método EPA 3051A ........................................ 102 5.5.  LPT VI ................................................................................................ 105 5.5.1.  Fáceis Sedimentares ......................................................................... 105 5.5.2.  Datações radiocarbônicas (14C) e Calibrações ................................. 105 5.5.3.  Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas. .............. 106 5.5.3.1.  Determinação do Teor de Água e Densidade Aparente ................... 106 5.5.3.2.  Mineralogia ........................................................................................ 107 

12

5.5.4.  Geoquímica da Matéria Orgânica ..................................................... 107 5.5.4.1.  Matéria Orgânica Total (COT), Nitrogênio Total (N%) e Razão C/N 107 5.5.5.  Concentrações de Metais .................................................................. 107 5.5.5.1.  Mercúrio (Hg) ..................................................................................... 107 5.5.5.2.  Metais e Arsênio – Método de Abertura EPA 3051A ........................ 108 6.  Discussão .......................................................................................... 110 6.1.  Fácies Sedimentares ......................................................................... 110 6.2.  Características Mineralógicas dos sedimentos ................................. 115 6.3.  Geoquímica da Matéria Orgânica ..................................................... 120 7.  Conclusão .......................................................................................... 124 8.  Considerações Finais ........................................................................ 125 9.  Bibliografia ......................................................................................... 126 10.  ANEXO .............................................................................................. 141 1.1.  Tese Digitalizada e Planilha de Dados ............................................. 141 1.2.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado pelo IRD com base em uma análise composta do testemunho LPTIV ................................................. 142 1.3.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado no IRD e re-analisado pelo CETEM com base em uma análise composta do testemunho LPTIV .......................... 143 1.4.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM da profundidade 81-80cm do testemunho LPTIV ................................................. 144 1.5.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM de uma amostra composta do testemunho LPTIV ....................................................... 145 1.6.  Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 9-8 cm do testemunho LPTIV ........................................................................................... 146 1.7.  Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 60-59 cm do testemunho LPTIV ........................................................................................... 147 

13

LISTA DE FIGURAS

FIGURA 1 Ciclos de Milankovitch e períodos - Variação dos ciclo de Milankovich e da forçante solar (insolação verão - Julho 65ºN) e períodos glaciais e interglaciais distribuídos nos últimos 1000 Ka (NASA, 2008). ................................................................ 25 

FIGURA 2 Representação gráfica da produção, distribuição e decaimento do 14C natural (Currie, 2004) ....................................................................................................................... 27 

FIGURA 3 Entrada de 14C durante os testes nucleares realizados na década de 1960s (modificado de Levin & Hesshaimer, 2000) ......................................................................... 28 

FIGURA 4 Datação radiométrica por 14C comparando com 230Th (dos corais). Círculos Abertos - Barbados, círculos preenchidos - Taiti, quadrados pretos - Mururoa e Nova Guiné e triângulos abertos - Nova Guiné. A linha até 10 Ka 14C AP - anéis de árvores (modificado de Bard, 1998). ................................................................................................ 29 

FIGURA 5 Dados utilizados na construção da curva IntCal04 para calibração radiocarbônica: dendrocronologia (12410 anos cal AP ao presentel); corais do Pacifico e Atlântico e foraminíferos da Baía de Cariaco utilizados de 26000 a 12410 anos cal AP (modificado de Reimer et al, 2006). ..................................................................................... 30 

FIGURA 6 Idade radiocarbônica e idade calendário (testemunho de gelo GISP2). Linha preta corresponde a calibração Intcal98 de anéis de árvores junto com dados de Cariaco PL07-58PC, círculos azuis Dados de Cariaco LEG165 (1002D e 1002E), Quadrados vermelhos corais com relação 14C-U/Th. Dados do Lago Lake Suigetsu em círculos abertos, espeleotema de Bahamas U/Th em diamantes abertos e testemunhos PS2644 (triângulos de cabeça para baixo) e SO82-5 (triângulos). Sombra cinza representa desvios baseados na curva de calibração de Cariaco (Modificado de Hughen et al., 2004). .......... 31 

FIGURA 7 Variação do 14C atmosférico nos últimos 50 ka cal AP (Modificado de Hughen et al., 2004). ......................................................................................................................... 33 

FIGURA 8 Diagramação das faixas de precipitação (mm/ano) e representação gráfica do Corredor Seco da Amazônia, faixa em destaque, que perpassa Carajas, Santarém e Monte Alegra (modificado de Sifeddine et al., 2001). ......................................................... 36 

FIGURA 9 Distribuição das isolinhas de precipitação de 2500, 2000 e 1500mm com relação ao atual (A) redução na precipitação em 25% (B) redução de 40% (C) isolinhas de 1500mm mostranto onde ainda restaria floresta (modificado de Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998) ................................................................................................................... 38 

FIGURA 10 Esquema de comparação de testemunhos do norte da América Latina. ........ 41 

FIGURA 11 Estratigrafia e Concentração de pólen fossilizado (taxa Podocarpus e Mauritia) do testemunho da Lagoa da Pata, AM retirado em 1991 (adaptado de Bush et al., 2004). ............................................................................................................................. 43 

14

FIGURA 12 A bacia de drenagem do Rio Amazonas e suas três principais fontes de matéria erodida: Andes, Escudo das Guianas e Brasileiro depositando parte do sedimento na Planície Amazônica (Modificado de MORTATTI et al., 1997; ANA, 1998 apud Moreira, 2008). ................................................................................................................................... 49 

FIGURA 13 Mapas Paleogeográficos do início do Mioceno (A), Mioceno Médio (B), Holoceno (C) no norte da América do Sul. Desenvolvimento dos Andes, separação da área florestal Amazônica, formação das bacias hidrológicas na região. (Modificado de Hooghiemstra & Van Der Hammen,1998) ........................................................................... 50 

FIGURA 14 Mapas Interativos do IBGE (2005), UF (Malha Municipal Digital, IBGE, 1997), Capital (Malha Municipal Digital, IBGE, 1997), Clima (Mapa Brasil Climas - escala 1:5.000.000, IBGE, 2002). Destaque para o ponto em Vermelho (Morro dos Seis Lagos – Clima quente - Super Úmido temperatura > 18ºC). ............................................................ 52 

FIGURA 15 Principais depósitos minerários pré-cambrianos na Amazônia, destacado o Nióbio (modificado de Santo, 2002) .................................................................................... 54 

FIGURA 16 Cartograma das Unidades de Conservação: Federal – Parque Nacional do Pico da Neblina (a) e Estadual Reserva Biológica Morro dos Seis Lagos (b) com incidência de títulos Minerarios (retirado de Ricardo & Rolla, 2006). ................................. 55 

FIGURA 17 Visão aérea do Morro dos Seis Lagos. Bacia da Lagoa da Pata apresenta cobertura Florestal continua ................................................................................................ 58 

FIGURA 18 Mapa de localização da área de estudo: Brasil, Estado do Amazonas, Município de São Gabriel da Cachoeira (Parque Nacional do Pico da Neblina e Morro dos Seis Lagos) e Lagoa da Pata com os pontos testemunhados (LPT I, II, III, IV, V e VI) adaptado de Barbosa et al. (2004). ..................................................................................... 59 

FIGURA 19 Coleta do testemunho LPT IV, Lagoa da Pata - AM, na campanha de maio de 1997. .................................................................................................................................... 60 

FIGURA 20 Foto dos perfis sedimentares dos testemunhos LPT I, II, III, IV, V e VI após abertura em seção transversal. ........................................................................................... 62 

FIGURA 21 Gráfico com datações 14C e as respectivas calibrações com o CALIB 5.0.2. (anos cal AP) e com a curva proposta por Hughen et al., (2004) (anos cal AP) no testemunho LPTV. ............................................................................................................... 64 

FIGURA 22 Analisador de Partículas CILAS® 1064, acoplado a um computador. ............ 66 

FIGURA 23 Gral e pistilo de Ágata, cápsulas de ágata e macerador Specamill, instrumentos necessários para confecção da pastilha mineralógica .................................. 68 

FIGURA 24 Prensa (Perkin Elmer) com mecanismo de fazer a pastilha. ........................... 68 

FIGURA 25 Espectrofotômetro de infravermelho (Perkin Elmer FTRI Spectrometer

15

Spectrum 1000) onde se realiza a leitura das pastilhas para quantificação dos minerais. 68 

FIGURA 26 Diagrama de correlação valores de δ13C × C/N proposto por Meyers (1994). ............................................................................................................................................. 71 

FIGURA 27 Microscópio acoplado a uma câmara de vídeo digital que projeta as imagens no computador, onde os Microcarvões são identificados e quantificados. ......................... 73 

FIGURA 28 Para quantificação dos carvões: a imagem do microscópio é apresentada em preto e banco no programa IMAC Vision Builder; seleção das áreas mais pretas; inversão das cores e retirada dos elementos de borda e de pequenos pontos e visualização de todas as informações do carvão como diâmetro, área, altura e largura. ........................... 73 

FIGURA 29 Aparelho de Microondas Modelo Mars (A); ICP-OES - Jobin Yvon Emission Última2 (B) ........................................................................................................................... 75 

FIGURA 30 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT III ............................................................................................................................................. 82 

FIGURA 31 Teor de Água (%) e Densidade Aparente do testemunho LPTIV e as três fases ..................................................................................................................................... 85 

FIGURA 32 Diagrama da Razão C/N em função dos valores de δ13C proposto por Meyers (MEYERS, 2003), mostrando correlações do testemunho LPTIV (em vermelho, destaque em azul para 20 a 13 cm e entre 56 a 33 cm, compreendem interseções fase IIIa e Ib, respectivamente). ................................................................................................................ 90 

FIGURA 33 Análise de Correlação entre os metais extraídos do testemunho LPT IV pelo método EPA 3052 ................................................................................................................ 92 

FIGURA 34 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT IV ............................................................................................................................................. 93 

FIGURA 35 Gráfico representando os níveis de cinza e radiografia do testemunho LPTV em relação à profundidade (cm). ......................................................................................... 95 

FIGURA 36 Relações entre datações radiométricas (14C) e calibradas (Calib 5.0.2; equação polinomial proposta por Bard, 1998 e calibração utilizando dados de Cariaco basin vs. GISP2 publicados em Hughen et al., 2004). ........................................................ 98 

FIGURA 37 : Diagrama da Razão C/N em função dos valores de δ13C proposto por Meyers (2003), mostrando a diferenciação das fácies no testemunho LPTV (amarelo da base a 42,2 cm, azul entre 42,2 a 40,7 cm e vermelho do 40,7 cm ao topo). ................ 101 

FIGURA 38 Perfil do testemunho LPT V com dados de Black Carbon (Carbono Grafítico). .......................................................................................................................................... 102 

FIGURA 39 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT V

16

.......................................................................................................................................... 104 

FIGURA 40 Gráfico das concentrações de ferro (mg/kg), Goetita (%) e Mercúrio total (ng/g) ao longo do testemunho LPT VI com relação a profundidade (cm). ..................... 108 

FIGURA 41 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT VI .......................................................................................................................................... 109 

FIGURA 42 Comparação entre a estratigrafia dos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque. ........................................................................ 112 

FIGURA 43 Estratigrafia condensada dos testemunhos (LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI) retirados na Lagoa da Pata, AM destacados os cinco eventos estratigráficos do Pleistoceno Tardio e ao Holoceno .................................................................................... 113 

FIGURA 44 Testemunho da Lagoa da Pata (modificado de Bush et al., 2004). ............. 114 

FIGURA 45 Testemunhos do Brasil (Carajás CSS2 e Lagoa da Pata) e Colombia (Bella Vista e Chapilin) (modificados de Absy, 1993; Bush et al., 2004; Mayle et al., 2000; Burbridge et al., 2004, respectivamente) .......................................................................... 116 

FIGURA 46 Concentrações de goetita nos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP). ............................ 117 

FIGURA 47 Concentração de alguns taxa de pólen da Lagoa da Pata (modificado de Bush et al., 2004) ....................................................................................................................... 118 

FIGURA 48 Concentrações de Carbono Orgânico Total (COT%) nos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300 anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP). 121 

FIGURA 49 Percentagem e fluxo de pólen arbóreo (AP) na Lagoa da Pata (Colinvaux et al., 2000). .......................................................................................................................... 122 

FIGURA 50 Concentrações de δ13C e δ15N nos testemunhos LPT IV e LPT V com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP). ............................................... 123 

17

LISTA DE TABELAS

TABELA 1 Parâmetros físico-quimicos da água da Lagoa da Pata e da Água da Chuva (retirado de Santos et al., 2001) .......................................................................................... 43 

TABELA 2 Fases propostas para a região Morro dos Seis Lagos, dados apresentados da Lagoa da Pata (adaptado de Colinvaux et al., 1996; Colinvaux et al., 2000; Bush et al., 2002; Bush et al., 2004). ...................................................................................................... 44 

TABELA 3 Fases observadas no testemunho LPT III e LPTIV (coleta de 1997) na Lagoa da Pata, AM (adaptado de Santos et al., 2001 e Barbosa et al., 2004) .............................. 44 

TABELA 4 Resumo das Interpretações dos testemunhos da coleta de 1991 (Bush et al., 2004) e na de 1997 (Barbosa et al., 2004). ......................................................................... 45 

TABELA 5: Coordenadas, espessura da coluna d’água nos pontos de coleta, e comprimento dos testemunhos coletados na Lagoa da Pata, AM ...................................... 60 

TABELA 6 Proxys da Matéria Orgânica utilizados em reconstruções paleolimnológicas (adaptada de Meyers, 2003; 1997; 1994). .......................................................................... 70 

TABELA 7 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para o testemunho LPT III ................................................................................... 79 

TABELA 8 Densidade Aparente (g/cm³) e Teor de Água do testemunho LPTIII ................ 80 

TABELA 9 Máximo, Mínimo e Média de Carbono, Nitrogênio e Razão C/N do LPT III ...... 81 

TABELA 10 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as amostras do testemunho LPT IV, Brasil ............................................. 83 

TABELA 11 Fases e respectiva Densidade Aparente (g/cm³) e Teor de Água (%) do testemunho LPTIV ............................................................................................................... 85 

TABELA 12 Distribuição dos valores máximo, mínimo e média da percentagem de Goetita em cada uma da fácies sedimentares do LPT IV. ............................................................... 88 

TABELA 13 Fases e respectivas percentagens de Carbono e de Nitrogênio e Razão C/N do testemunho LPTIV .......................................................................................................... 89 

TABELA 14 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT IV ............................................................. 90 

TABELA 15 Correlação dos os metais traço do testemunho LPTIV extraídos pelo método EPA 3052 ............................................................................................................................. 91 

18

TABELA 16 Fases do testemunho LPTV baseando nos resultados da Radiografia e as respectivas Médias, Máximo e Mínimo dos níveis de cinza. ............................................... 94 

TABELA 17 Descrição do testemunho LPTV segundo o Mapa de Munssel ...................... 96 

TABELA 18 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as sete amostras do testemunho LPT V ................................................. 97 

TABELA 19 Fases e respectivas percentagens de Teor de Água (%) e Densidade Aparente (g/cm³) do testemunho LPT V. ............................................................................. 98 

TABELA 20 Fases e respectivas percentagens de Carbono e de Nitrogênio e Razão C/N .......................................................................................................................................... 100 

TABELA 21 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT V ........................................................... 103 

TABELA 22 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as amostras do testemunho LPT VI, Brasil ......................................... 106 

TABELA 23 Máximo, mínimo e média para Carbono (COT), Nitrogênio(N%) e Razão C/N encontrados no testemunho LPT VI ................................................................................. 107 

TABELA 24 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT VI .......................................................... 108 

19

ANEXO 1.1.  Tese Digitalizada e Planilha de Dados ............................................. 141 1.2.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado pelo IRD com base em uma análise composta do testemunho LPTIV ................................................. 142 1.3.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado no IRD e re-analisado pelo CETEM com base em uma análise composta do testemunho LPTIV .......................... 143 1.4.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM da profundidade 81-80cm do testemunho LPTIV ................................................. 144 1.5.  Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM de uma amostra composta do testemunho LPTIV ....................................................... 145 1.6.  Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 9-8 cm do testemunho LPTIV ........................................................................................... 146 1.7.  Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 60-59 cm do testemunho LPTIV ........................................................................................... 147 

20

LISTA DE ABREVIATURAS

ANA Agência Nacional de Águas Al Alumínio

AM Estado do AmazonasBa Bário

10Be Berílio-10 BP Befor Present – Antes do PresenteCal Idade Calibrada ou Calculada14C Carbono-14 Cd Cádmio

CETEM Centro de Tecnologia MineralCH4 Metano COT Carbono Orgânico Total CO2 Dióxido de Carbono / Gás Carbônico Cr Cromo Cu Cobre

CPRM Serviço Geológico do Brasil Cm Centímetros δ13C Delta isótopo de carbono-13δ15N Delta isótopo de nitrogênio-15δ18O Delta isótopo de oxigênio-18 δD Delta deutério

DNPM Departamento Nacional de Produção Mineral EXTRAN Detergente Neutro de Laboratório

Fe Ferro GRIP / GISP2 Testemunhos de Gelo retirados na Groenlândia (72ºN 40ºW)

H2O2 Peróxido de Hidrogênio / Água OxigenadaHCl / HF Ácido Clorídrico / Ácido Fluorídrico

HNO3 Ácido Nítrico IBGE Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística INPE Instituto Nacional de Pesquisas EspaciaisIRD Institut de recherche pour le DéveloppementITCZ Zona de Convergência Intertropical - ZCIT / CIT

ka 1000 anos ou Quilo anos Kg Quilograma

LPT Lagoa da Pata

21

MEC Massa Equatorial continentalmg Miligrama Mn Manganês µm Micrometros Ni Níquel P Fósforo

PARNA Parque Nacional Pb Chumbo

REBio Reserva BiológicaSST Temperatura superficial marinha – TSM

Ti Titânio Ton Toneladas UFF Universidade Federal Fluminense

V Vanádio Zn Zinco

22

RESUMO

No presente trabalho foram analisados quatro testemunhos lacustres (comprimento entre 68 - 113 centímetros) coletados na Lagoa da pata, São Gabriel da cachoeira (AM). O objetivo deste trabalho é contribuir para a compreensão das mudanças paleoclimáticas e paleohidrológicas ocorridas na região durante os últimos 45,000 anos AP. As mudanças na composição isotópica (δ13C e δ15N), C/N, alterações granulométricas e mineralógicas contém registros hidrológicos e das mudança na Amazônia Sul-americana durante o Pleistoceno superior, Último Máximo Glacial e Holoceno. As análises revelaram um evento seco durante o periodo de 25550 a 21300 cal anos AP, quando lago atingiu o nível mais baixo, apresentando a oxidação quase total da matéria orgânica. Um período marcado por chuvas torrenciais com alto hidrodinamismo no lago intercaladas por secas prolongadas. Durante a transição Pleistoceno-Holoceno, fase Younger Dryas (12800 a 11500 anos cal AP), observou-se redução da percentagem da goetita o que reflecte condições climáticas mais úmidas, indicando um aumento gradual do nível do lago. O Holoceno se destaca por grandes oscilações no nível do lago, sendo a última fase seca datada em 5500 anos cal AP, quando se iniciou o gradual aumento do nível do lago (5180 a 3750 anos cal AP). O nível permanece relativamente alto durante todo o Holoceno superior.

Palavras-chave: Quaternário, Holoceno, Floresta tropical, Paleoclima

23

ABSTRACT

This work analyzed six lacustrine sediment cores (68 to 113cm) from a remote lake localized in northern Brazil. The aim of this work is to contribute to understand paleoclimatic and paleohidrologic changes occured in the region during the last 40,000 years AP. Changes in the isotopic composition (δ13C and δ15N), C/N ratio, stratigraphy, mineralogy and metal concentrations (Al, Ba, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, Hg, Mn, Ni, P, Pb, Ti, V and Zn) contais records of past water level and hidrological change in the South American Amazon during the upper Pleistocene, Last Glacial Maximun and Holocene. The lacustrine core analysis revealed dry events during 21,300 to 25,550 cal years AP, when water level reached lowest conditions, with almost total oxidation of the organic matter. The period was marked by events of heavy rainfall (high hydrodynamics) interspersed by prolonged drought. During the Pleistocene-Holocene transition, Younger Dryas phase (11,400 to 13,840 cal years AP), reduction of goethite percentage reflecs humid climatic condictions with gradual increase of the lake level. The following period, early and middle Holocene, is caracterised by large water level fluctuations. The last dry period is around 5500 years cal AP, when it began to change, with the gradual increase in the level of the lake (3750 to 5180 years cal AP). The level remains relatively high and constant throughout the latest Holocene. Key-words: Quaternary, Holocene, tropical forest, Paleoclimate

24

1. Introdução

Os registros de climas passados gerados em diferentes localidades, sua interpretação e a relação correta desses dados é bastante complexa, sendo agravada pela ausência de dados em muitas áreas do planeta e pela aparente contradição apresentada por diferentes fontes de dados (Kutzbach & Webb, 1993). Nesse trabalho discutiremos dados de quatro testemunhos retirados no norte da Amazônia brasileira, que representam mais de 40000 anos de história paleoclimática dessa região pouco estudada.

1.1. Paleoclima

O clima na terra é resultado da distribuição da energia solar na superfície do globo. Segundo Ayoade (2003), as diversas teorias sobre as mudanças climáticas globais formuladas podem ser discutidas sobre três amplas categorias: 1) influência terrestre; 2) influência astronômica e 3) influência extraterrestre.

A primeira é particularmente controlada por mudanças na distribuição dos Oceanos e Continentes, especialmente movimentos das placas tectônicas e, consequentemente, atividades vulcânicas, mudanças no nível mar, disposição dos continentes e variações das concentrações dos gases (CH4, CO2, N2O, H2O).

As mudanças astronômicas estão ligadas a geometria da terra e também as de orbita, equinócitos e rotação, sendo relacionas as variações cíclicas orbitais (Ciclo de Milankovitch). Ainda sem ciclos definidos as influências extraterrestres são identificadas como manchas e labaredas solares, assim como eventuais poeiras cósmicas (Hugett, 1991). A variação da atividade solar influência a quantidade de calor irradiada que alcança a superfície terrestre introduzindo variações nas abundâncias relativas dos gases atmosféricos, modificações nos gradientes de temperatura, mudando as dinâmicas de circulações atmosféricas e oceânicas, além das precipitações atmosféricas (Suguio, 1999).

1.1.1. Ciclos de Milankovitch

Variações na distribuição sazonal e latitudinal da radiação solar são conseqüência de mudanças na geometria Terra-Sol sendo essa relação essencial para a compreensão das mudanças climáticas ocorridas no Quaternário (Wright et al., 1993).

A Teoria Astronômica de Milankovitch apresenta curvas com variações de insolação para os últimos 1,000,000 de anos (Berger, 1978). Segundo esta teoria, variações da órbita e inclinação da Terra geram diferentes padrões em decorrência da

25

quantidade e localização da radiação solar que incide na superfície terrestre e depende de três parâmetros planetários (Imbrie & Imbrie, 1980).

FIGURA 1 Ciclos de Milankovitch e períodos - Variação dos ciclo de Milankovich e da forçante solar (insolação verão - Julho 65ºN) e períodos glaciais e interglaciais distribuídos nos últimos 1000 Ka (NASA, 2008).

Esses ciclos foram denominados excentricidade (órbita elíptica, que varia devido a

interação da Terra com os outros planeta, em períodos maiores de 413 ka e menores de 95 a 136 Ka. Responsáveis pela duração e intensidade da insolação verão e inverno), obliqüidade (ângulo de inclinação do eixo da Terra em 2,4°; leva 41 Ka para mudar de 22.1° a 24.5° e retornar. Define as zonas climáticas e as diferenças sazonais) e precessão (mudança de direção do eixo rotacional em relação às estrelas, influência as forças de maré). Cada um deles possui freqüência média de 100, 41 e 21 ka (FIGURA 1), respectivamente (Hays et al., 1976; Berger, 1992, Suguio, 1999). Alguns autores, no entanto, afirmam que o ciclo de 100Ka é fruto da interação entre os ciclo de obliqüidade e precessão (Imbrie et al., 1993; Ruddiman, 2003), e não de variações no ciclo de excentricidade.

Embora a teoria ofereça uma explicação coerente para as principais flutuações paleoclimáticas outros fatores também influênciam as mudanças globais do clima.

Esses três ciclos propostos por Milankovitch comprovadamente influênciam nas relações biosfera – atmosfera – oceano - criosfera, no entanto ainda não se sabe o quanto das mudanças entre períodos glaciais e interglaciais pode ser atribuído a cada um desses ciclos (Ruddiman, 2003; Loutre et al., 2004).

26

É importante salientar que a precisão na datação 14C e sua calibração são essenciais para a avaliação da correlação entre eventos climáticos, variações orbitais da Terra e reconstruções paleoambientais (Colman et al., 2006; Bard, 1998).

1.2. Datações com Radiocarbono (14C) e Calibrações

1.2.1. Formação do 14C

O radionuclídeo 14C é formado na estratosfera (através do bombardeamento do N-14 por radiação cósmica formando o C-14) (FIGURA 2) e assimilado pelas plantas na fotossíntese. Quando o organismo morre, a troca 14C atmosfera-biota é interrompida. O 14C por ser radioativo decai a taxa constante (meia vida de 5.730 anos) (Kronberg & Brenchimol, 1993), o que permite calcular a idade até o limite aproximado de 60.000 anos 14C AP (PESSENDA et al., 2002).

Quando o isótopo 14C foi descoberto, acreditava-se na constância da razão atmosférica 14C/12C ao longo do tempo (Anderson et al., 1948). No entanto, variações naturais das concentrações de 14C na atmosfera existem (Reiner, 1993; Hughen, 2003). Devido a estas variações, foi criado uma curva de calibração, onde as idades podem ser recalculadas (TURCQ et al., 2007). Por convenção a notação 14C anos AP é utilizado para idades radiocarbônicas e cal anos AP para idades calendário (calibradas) (Sifeddine et al., 2001).

27

FIGURA 2 Representação gráfica da produção, distribuição e decaimento do 14C natural (Currie, 2004)

As variações da razão atmosférica (14C/12C) são muito sensíveis a diferenças na

produção e a rearranjos no ciclo global do carbono (Bard, 1998).

28

1.2.2. Concentração de 14C na atmosfera

Existem quatro fatores principais que influênciam a concentração atmosférica do 14C: fluxo de raios cósmicos, força do campo eletromagnético solar, intensidade do campo magnético terrestre e estrutura do ciclo do carbono e seus reservatórios (Masarik & Beer, 1999; Kitagawa & Van Der Plicht, 1998). Os três primeiros controlam a taxa de produção do isótopo, enquanto o último controla a distribuição. A diminuição da atividade solar aumenta a produção do 14C (Beck et al., 2001). Reconstruções da força do campo magnético da Terra nos últimos 40ka observaram a diminuição gradual da produção da taxa de 14C em direção ao presente (Broecker & Barker, 2007; Lal et al, 2002).

Visto que a concentração de carbono 14 é baixa, pequenas mudanças fazem grandes diferenças de razão 14C/12C.

Os testes nucleares na década de 1960s, por exemplo, impactaram a geoquímica do 14C, dobrando a concentração atmosférica do 14C em relação ao CO2 atmosférico e na biosfera (FIGURA 3). Porque os neutros liberados pelos testes reagiram com o nitrogênio atmosférico (14N) aumentando a formação do 14C (Taylor, 1987; Currie, 2004; Turcq et al., 2007).

FIGURA 3 Entrada de 14C durante os testes nucleares realizados na década de 1960s (modificado de Levin & Hesshaimer, 2000)

29

1.2.3. Calibração

Curvas de calibração são conversores das idades datadas por atividade (anos 14C AP) para idade calibrada (anos cal AP). Isso pode ser feito: comparando artefatos de idade conhecida com as respectivas idades 14C. Geralmente se utiliza corais ou árvores de crescimento anual ou decadal conhecido, assim como idade geradas por outros isótopos, como o 230Th dos corais (Beck et al., 2001).

Durante a década de 1980s, surgiram diversas curvas de calibração, resultando em comparações sem equivalência. A solução foi produzir uma curva de calibração internacional a cada 4 - 6 anos (Reimer et al., 2006). Discutiremos três dessas curvas.

1.2.3.1. Curva de calibração proposta por Bard, 1998

A curva apresendada por Bard (1998) reúne Idades calibradas de corais e anéis de árvores em diferentes partes do mundo (Barbados, Taiti e Nova Guiné) (FIGURA 4).

FIGURA 4 Datação radiométrica por 14C comparando com 230Th (dos corais). Círculos Abertos - Barbados, círculos preenchidos - Taiti, quadrados pretos - Mururoa e Nova Guiné e triângulos abertos - Nova Guiné. A linha até 10 Ka 14C AP - anéis de árvores (modificado de Bard, 1998).

30

Em seu artigo, o autor desaconselha à utilização das equações polinomiais desenvolvidas para idades acima de 31 mil anos cal AP. Na medida que, o período 45 à 35 Ka cal AP é representado por apenas uma única amostra de coral coletado na Papua Nova Guiné, datado com U/Th (41000 +- 500 anos cal AP), discordando em 5500 anos da datação com 14C.

1.2.3.2. Curva de Calibração da IntCal04 (CALIB)

A necessidade de um consenso na calibração radiocarbônica dos dados levou à primeira reunião internacional em 1982 (Klein et al., 1982). Desde então, muitos laboratórios vem produzindo e refinando curvas de calibração (Reimer et al., 2002). Um dos maiores esforços são as curvas IntCal04 (FIGURA 5), Marine04, e SHCal04 (descritas por Reimer et al., 2004, Hughen et al., 2004, e McCormac et al., 2004, respectivamente). Essas curvas foram apresentadas e ratificadas na XVIII Conferência Internacional de Radiocarbono e unem datações de anéis de árvore, corais, foraminíferos planctônicos e, camadas sedimentares.

O programa de computador Calib 5.0.2 é baseado nessas curvas (disponível em http://calib.qub.ac.uk/calib/).

FIGURA 5 Dados utilizados na construção da curva IntCal04 para calibração radiocarbônica: dendrocronologia (12410 anos cal AP ao presentel); corais do Pacifico e

31

Atlântico e foraminíferos da Baía de Cariaco utilizados de 26000 a 12410 anos cal AP (modificado de Reimer et al, 2006).

Apesar da organização e congregação de um número de dados muito maior do que

os de Bard, 1998, o grupo não recomenda calibrações para idades acima de 26 Ka cal AP (Reimer et al., 2002) devido a disparidades entre conjuntos de dados de 14C e da ausência de dados existentes, confiáveis e exatos (Van Der Plicht et al., 2004).

1.2.3.3. Curva de Calibração proposta por Hughen et al., 2004

A relação entre datações da bacia de Cariaco e idade calendário GISP2 (testemunho de gelo da Groenlândia) fornece uma calibração para o período de 15 a 50 ka cal AP (FIGURA 6). Esse trabalho inclui registros de foraminíferos datados utilizando correlação entre isótopos de oxigênio (18O) presentes nos testemunhos de gelo (GISP2 e GRIP), espeleotemas e corais datados com método U/Th e sedimento lacustres datados com 14C (Reimer et al., 2006).

FIGURA 6 Idade radiocarbônica e idade calendário (testemunho de gelo GISP2). Linha preta corresponde a calibração Intcal98 de anéis de árvores junto com dados de Cariaco PL07-58PC, círculos azuis Dados de Cariaco LEG165 (1002D e 1002E), Quadrados vermelhos corais com relação 14C-U/Th. Dados do Lago Lake Suigetsu em círculos

32

abertos, espeleotema de Bahamas U/Th em diamantes abertos e testemunhos PS2644 (triângulos de cabeça para baixo) e SO82-5 (triângulos). Sombra cinza representa desvios baseados na curva de calibração de Cariaco (Modificado de Hughen et al., 2004).

Alguns plateaus de idade são descritos, mas não são resolvidos (33, 28, 24, 13,3

Ka 14C AP). Se verifica também uma mudança abrupta de tendência entre 42 e 40 ka cal AP (FIGURA 7), onde 2000 anos idade calibrada equivalem a aproximadamente 7000 em 14C anos. Assim sendo, a figura fornece suporte para precisão de calibrações até 41 cal ka AP.

Uma possível explicação para essa brusca diferença, seria a subestimação do GISP2 em idades calendário maiores que 40 Ka anos AP devido a contagem incerta das camadas (FIGURA 7). A partir da profundidade do período Holocenico, essa contagem se torna cada vez mais complicada, possuindo um erro associado de 250 a 400 anos. além disso, a reconstrução do Berílio-10 no testemunho de gelo GISP2 não representa as variações solares (Hughen et al., 2000)

Segundo Hughen e seus colaboradores (2004), uma revisão correlacionando a curva de Cariaco com o testemunho de gelo GRIP se correlacionaram muito bem com a curva do GISP2 até 40 ka cal AP, porém entre 40 e 50 ka cal AP há uma diferença considerável. A adoção da cronologia do GRIP revisado acima da faixa de contagem de camadas do GISP2 iria aumentar o δ14C desse período de 43 para 50 Ka cal AP.

33

FIGURA 7 Variação do 14C atmosférico nos últimos 50 ka cal AP (Modificado de Hughen et al., 2004).

Uma maneira de checar a variação do δ14C é comparando essa flutuação com um

registro independente baseado em outro radionuclídeo cosmogênico como o 10Be medido no gelo polar.

A produção e concentração relativa do carbono-14 na atmosfera depende de diferentes fatores: atividade solar, campo magnético da terra, ciclo do carbono (e estoques) e clima. Apesar do esforço dos últimos 50 anos a variação atmosférica do 14C ainda é pouco conhecida, especialmente após os 16 mil anos (Ka) (Beck et al., 2001).

Diferentes autores concluíram que a concentração de 14C varia ao longo do tempo. Através da variação das concentrações de 10Be e 14C formados na atmosfera pode se identificar qual variação é conseqüência do ciclo do carbono (Lal et al., 2002) e qual das mudanças no fluxo dos raios cósmicos, na atividade solar, na intensidade do campo geomagnético (Kitagawa & Van Der Plicht, 1998).

1.2.4. Efeito Reservatório - Diferença 14C Atmosfera e Oceano

A conversão de dados de 14C marinho para equivalentes atmosféricos exigem uma correção devido ao efeito de “envelhecimento” do carbono no reservatório oceânico (Laj et al., 2002; Kitagawa & Van Der Plicht, 1998).

34

A diferença média atual entre uma datação radiocarbônica datada em uma amostra terrestre, como a árvore, e a marinha, uma concha, é de cerca de 400 anos. Esta diferença de idade é causada pelo delay nas taxas de troca de CO2 atmosfera-oceano e pelo efeito do bicarbonato e da diluição causado pela mistura de águas superficiais com soerguimento de águas profundas, mais antigas (Stuiver e Braziunas, 1993).

No entanto, a idade reservatório varia ao longo do tempo e do espaço, devido a circulação oceânica, mudanças no ciclo de carbono, contextos e dinâmicas locais e regionais do oceano, a velocidade dos ventos e do gradiente na camada superior do oceano (Blackwella et al., 2006; Absy, 1993; Bard, 1998).

Contudo, atualmente, diversos autores de curvas de calibração adotam um valor constante (Reimer et al., 2006). Por exemplo, na curva de Hughen e colaboradores (2004) utiliza-se a correção de 420 anos para dados marinhos.

1.3. Paleoclima na Amazônia

Mudanças Climáticas Globais é uma questão de política pública no século XXI. Embora permaneça em debate sobre o quanto o clima vai mudar, existe um consenso entre os decisores políticos a nível mundial de que o modelo desenvolvimentista atual tem conseqüências sobre o clima da Terra. A assinatura do Protocolo de Kioto por governos de mais de 140 países confirma a preocupação sobre as possíveis conseqüências. Apesar de incertezas por parte de alguns grupos, existe o forte argumento de que se esperarmos até absoluta certeza pode ser tarde demais para atenuar os danos.

Cientificamente comprovado é que a Terra passa por ciclos periódicos de resfriamento e aquecimento (períodos glaciais e interglaciais). No início do Quaternário, cerca de 2,5 milhões de anos atrás, uma série marcante de mudanças climáticas mundiais deu início à idade glacial do Pleistoceno. Após vários períodos interglaciais, ocorreu o último período glacial, seguido do início do Holoceno, o mais recente período geológico do Quaternário (Absy, 1993). Neste trabalho trataremos do final do Pleistoceno e do Holoceno no noroeste da Amazônia.

1.3.1. Clima do Passado e do Futuro na Amazônia

As primeiras concepções de paleoclima no Quaternário Amazônico, correlacionaram sucessões de períodos mais úmidos e mais secos, aos períodos interglaciais e glaciais. O que, de uma forma geral, prejudicaram a compreensão da complexidade de flutuações paleoclimáticas e paleoecológicas da América Tropical (Ab’Sáber, 2004).

Os períodos glaciais e interglaciais verificados em variações da temperatura e

35

circulação atmosférica foram correlacionadas a distribuição da fauna e flora amazônica através da Teoria dos Redutos e Refúgios proposta por Haffer (1992) e complementada por Vanzolini e Ab’Sáber.

O regime paleopluviométrico na Amazônia ainda não é completamente compreendido, exemplos do que poderia acontecer se a precipitação Amazônica diminuísse de 20 à 25% (Salati et al., 1991) podem ser observados, atualmente, na faixa seca que corta Amazônia passando por Santarém, Carajás e Monte Alegre (Sifeddine et al., 2001), que apresenta precipitações médias anuais entre 1500 e 1600mm com períodos de estiagem prolongados (Anhuf et al., 2006), nesta área prevalecem matas com baixa biomassa.

Grandes alterações da cobertura vegetal podem levar a alterações micro e mesoclimáticas (Salati et al., 1991). Comprovando que o estado de equilíbrio dinâmico atual da atmosfera sobre a região amazônica, depende do tipo de cobertura florestal (Houghton & Goodale, 2004). No entanto, as conseqüências previstas no modelo desenvolvido por Hooghiemstra & Van Der Hammen (1998) para a floresta Amazonica com a diminuição de 20% na precipitação não é valorizada por Bush (1994).

Embora períodos secos tenham sido identificados em algumas regiões Amazônicas durante o Holoceno (4000, 2600 e 700 anos Antes do Presente - AP) (Ab’Sáber, 2004) e dados palinológicos de Rondônia e Serra dos Carajás também indiquem diminuição da extensão florestal (Absy et al., 1991), não há precisão do quão seco, isso se refere.

36

FIGURA 8 Diagramação das faixas de precipitação (mm/ano) e representação gráfica do Corredor Seco da Amazônia, faixa em destaque, que perpassa Carajas, Santarém e Monte Alegra (modificado de Sifeddine et al., 2001).

1.3.2. Teoria dos Redutos e Refúgios (Haffer, Vanzolini e Ab’Sáber)

Esta teoria enfatiza a multiplicação, extinção e migração de espécies animais em pulsos, em resposta às mudanças climáticas, conseqüentemente vegetacionais, da Terra. Proposta por Haffer (1992) e Vanzolini (1970, 1973; Vanzolini & Williams 1970 apud Haffer, 1992) (Borelli, 2005; Bush, 1994), a teoria dos refúgios, foi simultânea a diversos estudos para a explicação das mudanças climáticas ocorridas na Amazônia (Absy & Van Der Hammen, 1976).

Originalmente a teoria dos refúgios aplicada à biota das zonas tropicais referia-se ao Pleistoceno, porém com o reconhecimento de que os ciclos de Milankovitch influênciaram o clima durante a maior parte da história da Terra, a teoria foi estendida a todo o globo e todas as eras (Haeffer, 1992).

Segundo a teoria, os ciclos de Milankovitch levaram à alternância cíclica entre continuidade e descontinuidade de habitat (Haffer, 1997). Dessa maneira, variações

37

orbitais levaram a “especiação geográfica” (Mayr, 1963; Haeffer & Prance, 2002) e a divergência populaçional em períodos de fragmentação dos habitats.

Segundo Colinvaux (1987), os registros paleoecológicos estudados por ele, não indicam uma especial importância ao conceito de refúgio. Na medida em que, todos os ecossistemas Amazônicos apresentaram distúrbios físicos significantes em toda escala temporal, não havendo, segundo ele, razão para se pensar que esses distúrbios foram maiores ou menores durante os períodos glaciais.

Evidências geológicas e palinológicas adicionais apontam para a ocorrência de períodos climáticos secos durante o Quaternário na região tropical Amazônica (Carajás, Humaitá e Rio Caquetá), expressas no desaparecimento temporário das florestas densas em algumas regiões (Van Der Hammen & Absy, 1994; Behling et al., 1999). No baixo Amazonas (Lago Tapajós), por exemplo, mudanças na vegetação foram registradas, sem que fosse identificada mudança na fisionomia florestal (Irion et al., 2006). Segundo Haffer (1992), é provável que tenha ocorrido uma redução de até 50% na massa de árvores florestais Amazônicas durante os períodos frio-secos do Pleistoceno. Os autores, Hooghiemstra & Van Der Hammen, em seu trabalho de 1998, propõe projeções dos índices pluciometricos, em caso de diminuição de 25 e 40% da quantidade de chuva. Esse modelo mantém as condições de circulação e precipitação atuais (FIGURA 9).

Apesar da teoria de Redutos e Refúgios ter sido demonstrada por diferentes autores como falha em escalas espaciais e temporais e nas suas conclusões climáticas; ela ainda é muito atrativa como modelo e, possivelmente, só será abandonada quando houver o aparecimento de uma hipótese alternativa (Bush, 1994).

1.3.3. Testemunhos Sedimentares estudados na Amazônia e áreas de fronteira com outros biomas

O sedimento de um ecossistema lacustre pode ser considerado um verdadeiro banco de informações sobre suas características da bacia de drenagem passadas e presentes (Esteves, 1995), além de preservarem, muito bem, a complexa historia da vegetação (Liu & Colinvaux, 1988).

Integram informações a cerca da geologia, clima, formas de uso da terra, processos internos, tais como ciclagem, sedimentação, produção e decomposição. Além disso, o sedimento pode atuar como fonte interna de nutrientes, especialmente em ambientes mais rasos. Os ventos freqüentes promovem turbulência na coluna d’água que muitas vezes se estendem até o fundo, revolvendo e ressuspendendo o sedimento (Esteves et al., 1995).

38

FIGURA 9 Distribuição das isolinhas de precipitação de 2500, 2000 e 1500mm com relação ao atual (A) redução na precipitação em 25% (B) redução de 40% (C) isolinhas de 1500mm mostranto onde ainda restaria floresta (modificado de Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998)

39

É importante ressaltar que são poucos os estudos paleoclimáticos para Amazônia e as informações disponíveis não permitem generalizações regionais (Anhuf et al., 2006; Absy et al., 1993; Colinvaux, 1987). Além disso, as mesmas regiões podem apresentar interpretações climáticas divergentes muitas vezes causadas por: problemas de comparabilidade entre dados devido a diversidade de métodos de pesquisa, problemas de datação relacionados a interpolação das datações radiocarbônicas (14C) ou efeito reservatório, ou ainda, devido a variações locais causadas por fatores microclimáticos ou orográficos (Araujo et al., 2005).

1.4. Amazônia Brasileira e Áreas Adjacentes

Com o intuito de melhor compreendemos as mudanças ocorridas na Amazônia e regiões adjacentes, esquematizou-se alguns dos estudos paleoclimáticos em ambiente lacustre realizados. Sendo apresentados os resultados de forma gráfica e simplicada na FIGURA 10.

Em destaque apresentamos três fases: o último máximo glacial (22,000 e 18,000 14C anos), fase Younguer Dryas (período relativamente curto entre 11,500 14C a 10,000 anos, no final do Pleistoceno) e no Holoceno período entre 9,000 e 4,000 14C anos.

O Último Máximo Glacial foi amplamente discutido por diversos autores (Anhuf et al (2006), Turcq et al (2002), Heine (2000), Behling (1998) e Ledru et al. (1998)). Esses autores concluem que esta é uma fase mais seca na Amazônia e em diversos locais é descrito um hiato de sedimentação, verificado em: Salitre (Ledru et al., 1996; Behling, 1997), Morro de Itapeva, Serra Negra (Behling, 1997), Cromínia (Salgado-Laboriau et al., 1997; Behling, 1997), Águas Emendadas (Barberi et al., 2000), Maicurú, Laguna de Bella Vista (Burbridge et al., 2004). No entanto, que regiões de latitudes mais altas apresentam maior umidade, identificada no Morro de Itapeva e Serra Negra (Behling, 1997). Algumas regiões, como o altiplano boliviano, ainda estão em discussão (Baker et al., 2001; Heiner, 2000 e Mourguiat & Ledru, 2003).

A fase Younger Dryas (11500 a 10000 anos) é caracterizada por uma fase de mudança abrupta. Quando em um período mais quente aparece uma fase mais fria, caracterizada em testemunhos de gelo e estudos de reconstrução paleooceanograficas (Overpeck & Cole, 2006). Entretanto, muitos dos dados amazônicos aqui representados, não apresentam uma resolução suficientemente boa. Esta fase apresenta locais com caracteristicas mais úmidas, verificado na Bolívia (Lago Sibéria – Siffedine et al., 1998), Colômbia (lago Fuquene - Van Geel & Van Der Hammen, 1973 apud Hoogghiemstra & Van Der Hammen, 1998 e Van Der Hammen & Hooghiemstra, 1995), no Brasil (inicio de fase mais úmida ao norte em Carajás e no lago Caçó e uma fase mais seca ao sul

40

demostrada em Serra de Boa Vista, Serra Campos Gerais e Salitre). Por outro lado, na Colômbia (lagos El Billar II, Fuquene - Melief, 1985 apud Van Der Hammen & Hooghiemstra, 1995), Venezuela (Lago Valência - Leyden, 1985 apud Martin et al., 1997; Bradbury et al ., 1981) e no Equador (El Junco - Colinvaux et al., 1972 apud Bradbury et al., 1981) há ocorrência de um período mais seco.

Com relação a fase do Holoceno, foi demostrado um aumento do período seco. O que foi verificado nos testemunhos coletados no Rio Curuã (Behling & Costa, 2000), no Lago Calado (Behling et al., 2001), no lago Caçó (Jacob et al., 2004; Jacob et al., 2007), no Lago Campestre (Salitre) (Ledru et al., 1996; Behling, 1997) e no Morro Itapeva (Behling, 1997) mais ao sul; assim como nos lagos Equatorianos (Ayauch - Bush & Colinvaux, 1988 e El Junco - Colinvaux et al., 1972 apud Bradbury et al., 1981), nos lagos Venezuelano (Valencia - Leyden, 1985 apud Martin et al., 1997; Bardbury et al ., 1981), Bolivianos (Bella Vista - Burbridge et al., 2004 e Sibéria - Sifeddine et al., 1998) e nos Peruanos (com presença de picos de carvão em quatro lagos da região de Puerto Maldonado, Vargas, Parker, Gentry e Werth - Bush et al., 2007).

Com relação aos lagos Colombianos, o Holoceno, nesta fase apresentam inundações sazonais (Parilano de Mônica, o testemunho TPN 21B e na Sabana de Bogotá), com expansões de florestas de galeria e/ou crecimento de arbustos em locais dominados por gramíneas decrito na Laguna Angel e Laguna Sardinhas (Behling & Hooghiemstra, 1998) e na La Primavera (Melief, 1985 apud Van Der Hammen & Hooghiemstra, 1995 e Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998). Um dos poucos dados que corroboram com uma possível fase seca na Colombia é o Lago Fuquence, que apresentou uma pequena diminuição gradual da floresta em direção ao atual (Hooghimestra & Van Der Hammen, 1998), no entanto os autores não interpretam como uma mudança significativa de clima.

41

FIGURA 10 Esquema de comparação de testemunhos do norte da América Latina.

I

F i g u r a :

. . .

E s q u e m a d e c o m p a r a ç ã o d e t e s t e m u n h o s d o n o r t e d a A m é r i c a L a t i n a . B o l í v i a : L a g u n a B e l l a V i s t a ( 1 3 o 3 7 ' S 6 1 o 3 3 ' W ) ( B u r b r i d g e e t a l . , 2 0 0 4 ) ,S i b é r i a ( 1 7 o 5 0 ' S 6 4 o 0 4 ' W ) ( S i f e d d i n e e t a l . , 1 9 9 8 ) , L a g u n a C h a p i l i n ( 1 4 o 2 8 ' S 6 1 o 0 4 ' W ) ( B u r b r i d g e e t a l . , 2 0 0 4 ) . C o l ô m b i a : B o q u i l l a s ( 9 o 0 7 ' N 7 4 o 3 3 ' W ) ( B e rr i o e t a l . , 2 0 0 1 ) , L a g u n a P i u s b i o u E l Tr u e n o ( 1 o 5 3 ' N 7 7 o 5 6 ' W ) ( B e h l i n g e t a l . , 1 9 9 8 ) , L a g u n a A n g e l ( 4 o 2 8 ' N 7 0 o 3 4 ' W ) ( B e h l i n g & H o o g h i e m s t r a , 1 9 9 8 ) , L a g una Sardinhas (4o58'N 69o28'W) (Behling & Hooghiemstra, 1998), Laguna de Água Súcia (4oN 73oW) (Wijmstra & Van der Hammen, 1966 apud Behling &Hooghiemstra, 1998), Paramo-TNP21B (2oN 72oW) (Salomons, 1986 apud Hooghiemstra & Van der Hammen, 1998), Ilha Mariñame (0o42'S 72o04'W) (Urego, 1991; 1994; 1997 apud Behling et al., 1999), La Primavera (6o12'N 70o12'W) (Melif,1985 apud Van der Hammen & Hooghiemstra, 1995 e Hoogghiemstra & Van der Hammen, 1998), Paramo de Palácio (Van der hammen & Gonzalez, 1960) e Sabanade Bogotá (Van der hammen & Gonza lez , 1960) , E l B i l l a r I I (5o54 'N 75o41 'W) (Me l ie f , 1985 apud Van der Hammen & Hoogh iemst ra , 1995) , Lago Fuquene (6o20 'S70o25'W) (Van Geel & Van der Hammen, 1973 apud Hoogghiemstra & Van der Hammen, 1998 e Van der Hammen & Hooghiemstra, 1995), Pântano de Genagra (2o28'N76o37'W), El Abra II (5oN 73o58'W), Sabana de Bogotatá CUX (4o35'N 74o05'W) (Van der Hammen & Gonzalez, 1960; Van der Hammen & Hooghiemstra, 1995), Pedro Palo III e V (4o30'N 70 o23'W) (Hooghiemstra & Van der Hammen, 1993; Van der Hammen, 1994 apud Van der Hammen & Hooghiemstra, 1995). Venezuela: Lago Divina Pastora (4o42'N 61o04'W) (Rul l , 1991; 1992 apud Behl ing & Hooghiemstra, 1998), Lago santa Teresa (4o43'N 61o05'W), Lago Valencia (10oN 67oW) (Leyden, 1985 apud Mrtin et al., 1997; Bardbury et al ., 1981). Equador: Lago Ayach (2o05'S 78o01'W) (Bush & colinvaux, 1988), Lago Kumpak (3o02'S 76o27'W) (Biu-Liu & Colinvaux, 1998; Behling et al., 1999), Lago Surucicho e San Juan Bosco (3o06'S 78o31'W) (Bush et al., 1990), Mera (1o29'N 77o06'W) (Bush et al., 1990), Lago El Junco (0o49'S 80o19'W) (Colinvaux et al., 1972 apud Bradbury et al., 1981). Peru: Lago Vargas, Lago Parker e Lago Gentry (12o10'S 69o05'W) (Bush et al., 2007). Brasil: Rio Curuã (2o52'S 54o23'W) (Behl ing & Costa, 2000), Lagoa Curuçá A e B (0o46'S 47o51'W) (Behl ing, 1998; Behl ing, 2001), Lago Calado (3o16'S 60o35'W) (Behl ing et al . , 2001), Lagoa Campestre Sal i t re (19oS 40o46'W) (Ledru et al . , 1996; Behl ing, 1997), Cromínia (17o17'S 49 o25'W) (Salgado-Laboriau et al . , 1997; Behl ing, 1997), Lago Caço 98/3-97/1-97/3

(2o58'S 43o25'W) (Sifeddine et al., 2003; Jacob et al., 2004; Jacob et al., 2007), Carajás CSS2 - CSN 93/3 e 93/4 Lago 8 (6o20'S 43o13'W e 6o35' 49o30'W) (CSS2lago 8 Absy et al., 1991; Absy, 1993; Hoogghiemstra & Van der Hammen, 1998; Hooghiemstra, 1995) (Carajás CSS2 Turcq et al., 1998; Sifeddine et al., 2001) (CSN 93/3

e 93/4 Cordeiro etal.,2008), Vale Rio Icatu (10o24'S 43o13'W) (De Oliveira et al., 1999), Lago São Joaquim (4o14'S 44o48'W) (Absy et al., 1996), Lago Redondo (3o12'S59o49'W) (Absy et al. , 1996), Morro de Itapeva (22o47'S 45o32'W) (Behling, 1997), Veredas de Águas Emendadas (15o34'S 47o35'W) (Barberi et al. , 2000), Serra do RioRastro (28o23'S 49o 33'W) (Behling, 1998), Morro da Igreja (28 o 11'S 49o52'W) (Behling, 1998), Serra da Boa Vista (27o42'S 49o09'W) (Behling, 1998), Poço Grande (2 6 o 2 5 ' S 4 8 o 5 2 ' W ) ( B e h l i n g , 1 9 9 8 ) , S e r r a C a m p o s G e r a i s ( 2 4 o 4 0 ' S 5 0 o 1 3 ' W ) ( B e h l i n g , 1 9 9 8 ) , C a t a s A l t a s ( 2 0 o 0 5 ' S 4 3 o 2 2 ' W ) ( B e h l i n g , 1 9 9 8 ) ,Lago Pires (17o57'S 42o13'W) (Behling, 1997; Behling, 1998). Em destaque (quadrado laranja) encontra-se a Area de Estudo, Lagoa da Pata, AM (0 17'N 67W).

Lagu

naAng

el

(428

’N70

34’W

)

Lagu

naSar

dinh

as

(458

’N69

28’W

)F

Lagu

nade

Água

Sucia

Q

Q

QQ

Lago

Divina

Pasto

ra

(442

’N61

04’W

)

Lago

Santa

Tere

sa

(443

’N61

05’W

)

Lago

Ayauc

h

(25’

S78

01’W

)

Ilha

Mar

iñam

e

(042

’S72

04’ W

)

50000

40000

10000

20000

30000

60000

00

0

5000

15000

25000

35000

45000

55000

Lago

Fuqu

ene

(620

’S50

25’ W

)

LaPrim

aver

a

Param

o- T

PN21

B

RioCur

uã, C

axiu

anã

Car

ajás

Lago

8

(620

’S50

25’ W

)

Param

ode

Palac

ioe

Saban

ade

Bogot

a

FQ

FQ

F

QFQFQ

F

Panta

node

Gen

agra

(228

’N76

37’W

)

F

Lago

Kum

pak

(302

’S76

27’W

)

El Billa

r II

(454

’N75

41’W

)

Mer

a(1

29’N

7706

’W)

F

F

Lago

Suruc

ucho

,San

Juan

Bosco

()

F

F

FQ

FQ

Sibe

ria(1

750

’S64

43’ W

)

Q

Q

Q

Tau

caL

GM

Hm

éd

io

Lago

aCur

uça

(AB)

(046

’S47

51’W

)

FFF Q

Q

Lago

Cal

ado

(316

’S60

35’W

)

I

Lago

aC

ampe

stre

, Sal

itre

(19

S40

46’W

)C

rom

inia

(17

17’S

4925

’W)

Q

F

F

F

Lago

Caç

o(9

7/1,

97/3

)

(258

’S43

25’W

)

F

Lago

Caç

o(9

8/3)

F

F

Car

ajas

, CSS

2

(635

’S49

30’W

)

Q

F

F

Q

Lagu

naPi

usbi

ouEl

True

no

(153

’N77

56’W

)

Lagu

naC

hapi

lin

(14

28’S

6104

’W)

Bel

laVis

ta

(13

37’S

6133

’W)

Q

F

Lago

Vale

ncia

(10

N67

W)

Serra

doRio

Rastro

(28

23’S

4933

’W)

Q

F

Vale

RioIc

atu,

Saqui

nho

(10

24’S

4313

’W)

Q

Lago

SãoJo

aqui

m

()La

goRed

ondo

()

F

FQ

Mor

rode

Itape

va

(22

47’S

4532

’W)

Q

QF

FQ

Vere

dade

Águas

Emen

dada

s

(15

34’S

4735

’W)

FQ

F

Legenda:

Hyatus/ Gap

Úmido Seco

Ausência de Dados

Influência Antropogênica(Muito marcada pela presença

de carvao e/ou )Zoa

Frio QuenteQF

Intermediario Úmido-Seco

Carvão

I Rio ou Lago Efemeral

Bolivia

Colombia

Venezuela

Equador Brasil

Peru

La

go

Va

r ga

s

(

)

1210

’S69

05’W

La

go

Pa

r ke

r

(

)

1210

’S69

05’W

La

go

Ge

nt r

y

(12

10’S

6905

’W)

Boqu

illas

(97’N

7433

’W)

Q

Mor

roda

Igre

ja

(28

11’S

4952

’W)

Serra

daBoa

Vista

(27

42’S

4909

’W)

Poço

Gra

nde

(26

25’S

4852

’W)

Serra

Campo

sG

erai

s

(24

40’S

5013

’W)

Catas

Altas

(20

05’S

4322

’W)

Lago

Pires

(17

57’S

4213

’W)

QFF

F

Q

F

Q

F

F

F

F

FF

F

F

Pedro

Palo

IIIe

V

(430

’N74

23’W

)

F

F

F

F

F

Q

F

Q

El Abr

aII

(5N

7358

’W)

Saban

ade

Bogot

áCUX

(435

’N74

05’W

)

FF

Q

FF

QF

Lago

El Jun

co()

I

42

1.5. Estado da Arte dos estudos paleoclimáticos na Lagoa da Pata, AM.

Este sub-item pretende reunir os dados da Lagoa da Pata publicados até o momento, correspondendo aos artigos: Anhuf et al., 2006; Sifeddine et al., 2004; Barbosa et al., 2004; Bush et al., 2004; Bush et al., 2002; Turcq et al., 2002; Santos et al., 2001; Ledru et al., 2001; Colinvaux et al., 2000; Ledru et al., 1998; Turcq et al., 1998; Martin et al., 1997; Colinvaux et al., 1996; Cordeiro et al., 2008.

Os trabalhos, citados acima, reúnem dados de cinco testemunhos: retirados em duas campanhas:

• 1991: Retirada de dois tetemunhos paralelos no centro da maior bacia.

Coleta realizada por Smithsonian Tropical Research Institute (Panamá) em conjunto com a USP – Universidade de São Paulo. Dados publicados em: Bush et al., 2004; Bush et al., 2002; Colinvaux et al., 2000 e Colinvaux et al., 1996.

• 1997: Retirada de três testemunhos (LPTIII, LPT IV e LPT VI). Parceria do

Institute de Recherche pour le development, IRD - CNPq/UFF no projeto PALEOTROPIC e CLIMPAST. Artigos da campanha: Barbosa et al., 2004, Turcq et al., 2002 e Santos et al., 2001). Dados complementares desses testemunhos serão apresentados nessa dissertação.

1.5.1. Resultados publicados

A água da Lagoa da Pata possui um pH entre 5,5 e 4,99 (na superfície e na profundidade de 5m), condutividade média de 6,76 µs/cm e concentrações na superfície de Cl-, NO2, NO3, SO4 de 5,20 µMol/L, 2,9 µMol/L, 0,57 µMol/L, e 1,32 µmol/L, repectivamente, valores próximos aos encontrados em água de chuva (TABELA 1) (Santos et al., 2001).

O histórico de pólen da Lagoa da Pata demonstrou que não houve mudança na fisionomia florestal nas regiões adjacentes ao Morro dos Seis Lagos nos últimos 40000 anos, e que a região foi continuamente ocupada por floresta fechada. Porém, mudanças na composição florestal durante o LGM sugerem um resfriamento, o que pode ser observado, especialmente, pelas concentrações de pólen do taxa Podocarpus (Colinvaux et al., 1996; Bush et al., 2002; Bush et al., 2004). Essa modificação na composição florestal amazônica foi refletida na concentração de polens da foz do Rio Amazonas

43

(Harris & Mix, 1999).

TABELA 1 Parâmetros físico-quimicos da água da Lagoa da Pata e da Água da Chuva (retirado de Santos et al., 2001)

pH Condutividade (μs/cm)

Cl-1

(μMol/L)

NO2

(μMol/L)NO3

(μMol/L) SO4

(μMol/L)Superfície Lagoa da Pata 5,05 6,81 5,20 2,91 0,54 1,32 Prof 5m Lagoa da Pata 4,99 6,72 2,54 3,05 0,37 0,99Água da Chuva 16 a 19/05/1997

5,23 4,78 8,80 1,91 0,39 0,90

Água da Chuva 19 a 22/05/1997

5,35 3,48 2,47 1,45 1,27

Água da Chuva 22 a 24/05/1997

5,57 3,49 5,34 2,02 0,38 0,97

20 20 40

0

20

40

60

80

100

120

140

160

Podo

carp

usMau

ritia

Concentração x 1000

17050

26600

35890

Pata 4

Pata 3

Pata 2

Pata 1

Argila amarela nodular

Matéria Orgânica

Prof

(cm)

Idade

cal B

P

Legenda:

FIGURA 11 Estratigrafia e Concentração de pólen fossilizado (taxa Podocarpus e Mauritia) do testemunho da Lagoa da Pata, AM retirado em 1991 (adaptado de Bush et

44

al., 2004).

Os períodos de seca não foram de duração ou extremos o suficiente para que a cobertura florestal fosse modificada (Bush et al., 2002). Segundo Nimer (1989; Colinvaux et al 2000) um sistema de floresta ombrófila densa na bacia amazônica existe dentro de um amplo regime pluviométrico (com um mínimo de 1800mm/ano) com períodos secos de até 5 meses.

Os dados publicados pelos autores Bush – Colivaux e colaboradores foram reunidos em quatro fases (>45000 a 35000; 35000 – 22000 anos cal AP, 22000 a 12000 e Holoceno, <12000 anos cal AP) determinadas em Bush et al., 2004.

TABELA 2 Fases propostas para a região Morro dos Seis Lagos, dados apresentados da Lagoa da Pata (adaptado de Colinvaux et al., 1996; Colinvaux et al., 2000; Bush et al., 2002; Bush et al., 2004).

Fases Idade anos 14C

AP

Tx sedimentação

(cm. ano-1)

Fácies sedimentológ

icas

Nº de grãos de polén x 103 . cm-3

% de pólen

arbóreo

Taxa chave*

Holoceno (Pata 4)

Últimos

12000

0,01-0,0024 Matéria orgânica

100 – 250 90% Mauriia.

Glacial Tardio

(Pata 3)

18000 a

12000

0,002 Argila nodular

amarela rica em siderita

600 a 800 80% Mauritia/Podocarpu, [K+] máxima e blooms, cistos algais do gênero Scenedesmus

Glacial (Pata 2)

31400 a

18000

0,00002 Argiloso nodular

amarelado rico em siderita

600 a 800 >80% Podocarpus (até 10%), [K+] máxima e blooms, cistos algais do gênero Scenedesmus

Início e Médio Glacial (Pata 1)

42000a

31400

0,01 Matéria orgânica

preta compactada

150 - 300 60% Podocarpus

Os dados de concentração de mercúrio de Santos et al. (2001) e Barbosa et al.

(2004) corroboram com esse resultado, na medida em que interpretações de dois testemunhos retirados da maior bacia de drenagem apontam para um aquecimento durante o Holoceno. No entanto, propõe uma divisão de três fases claras (Pleistoceno, Último Máximo Glacial e Holoceno) e um hiatus. TABELA 3 Fases observadas no testemunho LPT III e LPTIV (coleta de 1997) na Lagoa da Pata, AM (adaptado de Santos et al., 2001 e Barbosa et al., 2004)

45

Fases Idade 14C AP Taxa de sedimentação

(cm. ano-1)

Fácies sedimento

lógicas

Densidade acumulada

(g.cm-3)

COT (%) e C/N

Concentração Hg (ng.g-1)

Até o presente

Últimos 18000

0,00192 Argila muito

orgânica

1,01 9,3 / 29,7 453 ± 155

Último Glacial Máximo

~18000 Não foi calculada

Areia 1,25 2,7 / 26,5 210 ± 161

Hiatus 25700 a 18000

- - - - / - -

Pleistoceno

45000 a 26000

0,00165 Argila muito

orgânica

0,76 12,3 / 28,5 233 ± 130

TABELA 4 Resumo das Interpretações dos testemunhos da coleta de 1991 (Bush et al., 2004) e na de 1997 (Barbosa et al., 2004).

1991 Idade 14C AP

Resultados Interpretações 1997 Idade 14C AP

Resultados Interpretações

Hol

ocen

o (P

ata

4)

Atu

al a

12

000

Mauritia ↑ nível do lago, clima quente,

formação de áreas alagadas A

té o

pr

esen

te

Atu

al a

18

000

↑Hg, ↑COT e ↑C/N

↑ TºC, com período mais seco entre 7 e 4

ka anos AP.

Gla

cial

ta

rdio

(P

ata

3)

1800

0 a

1200

0

↑Mauritia e ↓Podocarpus, [K+]max e Scenedesmus bloom

↓nível do lago durante LGM, clima

esquentando

Tard

igla

cia

l

1500

0 a

1000

0

↓Cfluxo , ↓Hg ↓nível do lago

Gla

cial

(P

ata

2)

3140

0 a

1800

0

↑Podocarpus , [K+]max e Scenedesmus bloom

↓↓↓nível do lago, clima frio

Hia

tus

2570

0 a

1800

0

Alta remobilização do sedimento

*

Iníc

io

Gla

cial

(P

ata

1)

4200

0 a

3140

0

Podocarpus ↓nível do lago, clima frio

Plei

stoc

eno

4500

0 a

2600

0

↑Cfluxo , C/Nconstante

35000 anos tem pico Hg e Cfluxo

↓nivel do lago

* Turcq et al., 2002 descreve uma disparidade de dados com diversas inversões nesse período, especialmente durante o UMG. Apresentando hipótese de Retrabalhamento de solos mais antigos durante eventos erosivos ou de antigos sedimentos lacustres quando o nível do lago estava baixo.

Segundo Colinvaux e colaboradores (2000) a fase mais baixa do lago, marcada

pela menor taxa de sedimentação compreente o período entre 37000 a 27000 cal AP anos com taxas de sedimentação baixíssimas de 6 cm em 1000 anos (Colinvaux etal, 2000). Essa taxa de sedimentação não esta correlacionada a um período de seca prolongado, as comncentracoes de carvão encontrados não são significativamente

46

maiores no período entre 33000 e 27000 anos cal AP (Bush et al., 2004). Expecula-se que no período mais seco (33000 anos calBP) pode ter ocorrido uma redução de até 30% da precipitação anual, em relação a atual, sem que tenha havido quebra da cobertura florestal (Van Der Hammen & Absy, 1994; Bush et al., 2002).

Para a comparação desses estudos da Lagoa da Pata com outras regiões é necessário além da datação 14C (medição da atividade do isótopo radioativo) a sua calibração.

47

2. Objetivo

2.1. Objetivo Geral

Utilizar diferentes ferramentas sedimentologicas para interpretar as mudanças do ambiente regional e para reconstrução paleohidrológica da Lagoa da Pata. Determinando possíveis fases mais secas e mais úmidas e compará-las a registros de outras regiões.

2.2. Objetivos Específicos

- Reunir e ampliar os dados da Lagoa da Pata.

- Dterminar a cronologia dos depósitos sedimentares.

- Descrever a dinâmica sedimentar do lago, utilizando informações

granulométricas, mineralógicas e parâmetros físicos (densidade e teor de água).

- Estimar a origem da matéria orgânica acumulada através de análises isotópicas,

pigmentos e análise elementar (CHN).

- Indicação de possíveis períodos mais secos, com dados de Black carbon,

mercúrio e mineralogia

48

3. Área de Estudo

Amazônia é um conjunto de paisagens e ecologias de proporções continentais presente na América do Sul setentrional (Borelli, 2005; Conlinvaux, 1987).

Sessenta e dois por cento da bacia Amazônica está no Brasil, enquanto que os 38% restantes pertencem aos oito países vizinhos (Peru, Colômbia, Equador, Venezuela, Bolívia, Suriname, Guiana Francesa e Guiana) (KIRBY et al., 2006; Thery, 2005). Esta é a maior bacia fluvial do mundo e ocupa, aproximadamente, 7 milhões de Km2 (RODDAZ et al., 2006; ALERIANO, 2007) representando 20% de toda a água fluvial que escoa para os oceanos (Rosetti & Valeriano, 2007; Anhuf et al., 2006), sendo, por tanto, o rio mais caudaloso do mundo (CAMPOS et al., 2001; Latrubesse & Franzinelli, 1993).

A formação da Cordilheira dos Andes a oeste, associada ao planalto das Guianas, ao norte e ao sul ao Planalto Brasileiro (região de Caatinga) determinam o limite geológico da bacia Amazônica (FIGURA 12) que deságua a leste no Oceano Atlântico (Cerri et al., 2007; Colinvaux, 1987; Camargo & Guerra, 1959).

Este complexo hidrológico está localizado entre 5º latitude Norte e 20º sul e se estende desde 50º a 80º de longitude oeste (TARDY et al., 2005). O fato de toda essa região apresentar uma mesma drenagem e continuidade florestal acaba gerando a impressão errônea de que tudo é muito homogêneo (Bush, 1994; Bush et al., 2002; Ab’Sáber, 2004; Borelli, 2005). A diversidade de seus afluentes, por exemplo, é muito clara. Existem os rios brancos, com grandes cargas de sedimento argiloso e os negros, com quase nenhuma sedimento em suspensão.

3.1. Formação da Bacia Amazônica

A bacia Amazônica apresenta formações geológicas, agrupadas em três estruturas morfológicas: o escudo da Guiana, e o escudo Brasileiro (GUYOT et al.,2007), entre estes a planície sedimentar amazônica (depósitos fluviais); e no ocidente da bacia encontram-se as Cordilheiras dos Andes (MORTATTI et al., 1997; DOSSETO et al., 2006).

49

FIGURA 12 A bacia de drenagem do Rio Amazonas e suas três principais fontes de matéria erodida: Andes, Escudo das Guianas e Brasileiro depositando parte do sedimento na Planície Amazônica (Modificado de MORTATTI et al., 1997; ANA, 1998 apud Moreira, 2008).

A historia fisiográfica da Amazônia teve início mais efetivo quando o feixe de

dobras andinas soergueu criando a cordilheira, o que inverteu a direção das drenagens, dando origem ao Rio Amazonas (Ab’Sáber, 1993).

O soerguimento durante o Terciário acarretou profundas mudanças no sistema de drenagem, na circulação atmosférica e nos padrões de precipitação do norte da América do Sul (FIGURA 13) (Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998).

Em meados do Mioceno os rios desaguavam no Pacífico (Hooghiemstra & van Der Hammen, 1998), o mar invadia áreas continentais durante níveis oceânicos mais elevados, acarretando o desenvolvimento de extensos manguezais (Hoorn, 1994) e em períodos regressivos do nivel do mar, formavam-se florestas alagadas (Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998).

Com a elevação dos Andes à oeste, o rio Amazonas começou a se constituir, formando, atualmente, um grande delta no Oceano Atlântico e estabelecendo a sua drenagem à leste (Haffer, 1992; Hoorn et al., 1994; Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998).

50

A

B

C ’ FIGURA 13 Mapas Paleogeográficos do início do Mioceno (A), Mioceno Médio (B),

51

Holoceno (C) no norte da América do Sul. Desenvolvimento dos Andes, separação da área florestal Amazônica, formação das bacias hidrológicas na região. (Modificado de Hooghiemstra & Van Der Hammen,1998)

3.2. Circulação Atmosférica na Amazônia

Com relação a temperatura, a Amazônia Brasileira, apresenta certa homogeneidade espacial e estacional, ou seja, pouca variedade térmica ao longo de seu território e uma variação estacional pouco significativa.

O mesmo não acontece em relação a pluviosidade. O clima atual da região Amazônica é uma combinação de vários fatores, sendo que os mais importantes são disponibilidade de energia solar (Salati e Marques, 1984) (modificando a temperatura da superfície do mar TSM) e a composição dos sistemas atmosféricos predominantes (Fisch et al., 1996). Dentre os sistemas atmosféricos que atuam na região Amazônica, quatro principais controlam a precipitação:

• atividade convectiva local (Nimer, 1979; Marques et al., 1980; Marques et al., 1986; Matsuyama, 1992) e a massas de ar mEc (massa equatorial continental) (Nimer, 1979; Colinvaux, 1987, Martin et al., 1997);

• migração da ZCIT – zona de convergência Intertropical (Nimer, 1979; Martin et al., 1997),

• umidade trazida do Atlântico (ventos alíseos) (Bush, 1994; Colinvaux, 1987; Bush et al., 2002; Bush et al., 2004) e

• eventos de adveccoes Antárticas Polares (Nimer, 1979; Marengo & Rogers, 2000; Marengo et al., 1996; Ledru et al 2001, Nobre, 1996; Bush et al., 2004; Bush et al., 2002).

Há também a ocorrencia de eventos irregulares, como El Niño e La Nina (Marengo & Rogers, 2000; Ledru et al., 2001).

Além dos efeitos das massas de ar sobre a Amazônia, o inverso também se aplica, na medida em que a floresta produz um impacto significativo na circulação extratropical, por ser o maior e o mais intenso centro convectivo terrestre (Anhuf et al., 2006).

3.2.1. Climatologia da Amazônia

A maior parte dos estados da Amazônia Brasileira apresentam seu período chuvoso durante os meses de outubro a maio (verão do hemisfério sul) e o período seco durante os meses de junho a agosto. Este período por índices pluviométricos em torno de 50 mm/mês e/ou estiagens que variam de 1 a 5 meses, dependendo da região (Nimer, 1979).

52

No entanto, o noroeste da Amazônia, onde se localiza a Lagoa da Pata, (área de estudo) apresenta uma distribuição regular de chuva ao longo de todos os meses, não possuindo período seco definido com médias de temperatura (25 – 26ºC) e pluviométricas (2000 a 3490mm/ano) (Nimer, 1979; Figueroa e Nobre ,1990; Marengo, 1995) elevadas caracterizando a região como Clima Equatorial Quente e Sempre-Úmido do tipo Köppen Af (FIGURA 14) (IBGE, 2002; Nimer, 1979; Bernardes, 1951).

Segundo Matsuyama (1992), 50 % do vapor d'água que precipita nesta região amazônica é gerado pela própria floresta. Sendo a quantidade de vapor d’água na atmosfera fundamental para determinar as características do clima. Algumas regiões amazônicas possuem massas de vapor de 24x1010 ton. Demonstrando a importância da vegetação e interação desta com o clima através da evapotranspiração (Anhuf et al., 2006) e do albedo (Culf et al., 1995; Salati et al., 1991). A precipitação influência diretamente no nível das águas e na acidez dos rios e lagos (Pequeno, 2004).

FIGURA 14 Mapas Interativos do IBGE (2005), UF (Malha Municipal Digital, IBGE, 1997), Capital (Malha Municipal Digital, IBGE, 1997), Clima (Mapa Brasil Climas - escala 1:5.000.000, IBGE, 2002). Destaque para o ponto em Vermelho (Morro dos Seis Lagos – Clima quente - Super Úmido temperatura > 18ºC).

3.3. Região do Alto Rio Negro

O principal rio que corta a região é o rio Negro. Um afluente do Amazonas que antes de entrar no Brasil, tem o nome de Guainía e separa a Colômbia da Venezuela, denominado rio de “águas pretas” (Pequeno, 2004).

53

As águas desse rio possuem coloração topázio devido ao material orgânico marrom-avermelhado que se decompõe. Sua constituição química é pobre em sais dissolvidos e rica em ácidos humicos dissolvidos, possuindo pH mais ácido. Ao contrário das águas brancas, marcadas pela intensa erosão do solo, presentes mais ao sul do equador, que carreiam muito sedimento mineral ricos em silte, areia fina e argila (Dosseto et al., 2006; Pequeno, 2004; Colinvaux, 1987).

Essa região conserva uma biodiversidade pouco conhecida, mas que se reputa valiosíssima pelas condições peculiares de solo, relevo, água e clima que acolhem um mosaico de paisagens naturais de provável endemismo (Baptista, 2004), sugeridas pela Teoria dos Redutos e Refúgios.

3.3.1. Morfologia da Região do Alto Rio Negro

A região do Alto Rio Negro se localiza sobre e na borda do planalto das Guianas. O escudo das Guianas (rochas pré-cambrianas) possui picos montanhosos de até 3000m, com predominância de rochas ígneas e metamórficas bastante erodidas (MORTATTI & PROBST, 2003), próximo a região de declive do Planalto se localiza o Morro dos Seis Lagos, AM.

3.3.1.1. Formação do Morro dos Seis Lagos, AM

Em um relevo extremamente plano sobre um substrato granítico-gnaissico se destacam elevações graníticas isoladas e um relevo montanhoso acidentado na porção noroeste, onde se localiza o Pico da Neblina (3.014 m) (Projeto Uaupés, 1983).

O Morro dos Seis Lagos constitui uma das três chaminés vulcânicas isoladas de filiação alcalina-carbonática. Esses morros possuem forma circular sustentados por canga ferríferaformada a apartir da rocha ígnea intrusiva original bastante erodida. Estudos apontam que a rocha original era um carbonatito de no mínimo 1000m acima do topo atual (Projeto Uaupés, 1983).

Durrante o processo erosivo formaram-se no Morro dos Seis Lagos diversas depressões por colapso, sendo que seis delas apresentam lagos (Projeto Uaupés, 1983). Essas três serras possuem grande importância econômica, além dos significados culturais e misticos para os grupos indígenas da região (Pequeno, 2004).

3.3.2. Situação Político Sócio-Econômica da área de estudo

Politicamenet a área de estudo se situa no município de São Gabriel da Cachoeira, dentro da Reserva Biológica Estadual Morro dos Seis Lagos (Rebio dos Seis Lagos – 36.900ha ou 369 km2 - Decreto 12836 de 09/03/1990), que coincide com a área da Terra

54

Indígena Balaio ambas sobrepostas a área do Parque Nacional do Pico da Neblina (Parna Pico da Neblina – 2.200.000 ha – Decreto 83.550 de 05/06/1979) (Cabalzar & Ricardo, 2006; Pequeno, 2004).

Além dos problemas decorrentes da sobreposição de três áreas com necessidades e determinações distintas foi encontrado no cadastro mineiro/DNPMum processo minerário

(aberto pela CIA. de Pesquisa de Recursos Minerais – CPRM) autorizando pesquisa e extração de nióbio

( FIGURA 15) dentro dessas unidades de conservação de proteção integral (número do processo 803.773/75).

55

FIGURA 15 Principais depósitos minerários pré-cambrianos na Amazônia, destacado o Nióbio (modificado de Santo, 2002)

A extensão da área descrita no processo é de 10.036 ha sendo a área total da REBIO do Morro dos Seis Lagos de 37.518ha, (Ricardo & Rolla, 2006), ou seja, mais de um quarto da área total estaria comprometida (FIGURA 16).

56

FIGURA 16 Cartograma das Unidades de Conservação: Federal – Parque Nacional do Pico da Neblina (a) e Estadual Reserva Biológica Morro dos Seis Lagos (b) com incidência de títulos Minerarios (retirado de Ricardo & Rolla, 2006).

57

3.3.3. Mineralogia da Área de Estudo

Dados publicados pela CPRM (Serviço Geológico do Brasil) em relatório (Projeto Uaupés, 1983) descrevem a região formada por um gnaisse rico em quartzo, feldspato e biotita, além de palhetas amarelas (possivelmente de hornblanda), também são encontrados cataclasitos (quartzo, plagioclásio, biotita e clorita, ocasionalmente, titanita).

A amostragem geoquímica da rocha realizada pelo Projeto Uaupés (1983) (método espectrográfico – semiquantitativa com limite de detecção) encontrou valores anômalos para diversos elementos. Pode-se destacar:

• bário (bordas do morro, >5000ppm), • nióbio (Nb2O5, > 2000 ppm), • zinco (1500-2000 ppm), • lantânio (500-700 ppm), • cério (homogêneo no morro), • vanádio (homogêneo no morro), • escândio, zircônio e ítrio.

A canga foi formada por processos de concentração residual, que perduroudurante

tempo geológico suficiente para adquirir as propriedades de um protominério de ferro. Viégas Filho & Bonow (1976) analisaram um total de 23 amostras de canga por meio de testemunhos retirados de diversos pontos do morro, que possibilitaram obter os teores médios de sua composição (tabela 3). O teor máximo de ferro registrado foi de 61,3%. Teores médios da composição da canga do Morro dos Seis Lagos.

Compositores Teor médio (%) Manganês 3,7 Sílica 1,08 Ferro 53,05 Fósforo 0,15 Enxofre 0,15 Umidade 0,42

Fonte: Viegas Filho & Bonow (1976).

A base do Morro dos Seis Lagos é formada de uma rocha carbonática (intrusão)

rica em dolomita, calcita, barita e óxidos de ferro (magnetita). Uma canga ferrífera (óxidos de ferro e manganês) forma a cobertura alcalino-carbonática (Gossam). A espessura dessa capa chega a ultrapassar 200m (idade terciária inferior) composta predominante mente por limonita (Fe(OH)3.nH2O) e menor freqüência de hematita e goetita.

Uma característica desta superfície ferrífera é a existência de drenagens interiores, das quais os lagos são a máxima expressão, pois todos eles apresentam sumidouros.

58

Foi descrito para o entorno da Lagoa da Pata riqueza dos minerais limonita e goetita, bem como de hematita a qual tem a sua origem atribuída à alteração da magnetita (contida na rocha primária). Além disso, fosfatos representam até um quarto das amostras de solo no topo do morro (P2O5 em concentrações de até 2,1%) e muitos blocos de manganês foram encontrados.

3.4. Área de Coleta

Os testemunhos foram coletados na Lagoa da Pata localizada no Município de São Gabriel da cachoeira, Estado do Amazonas à 800km norte de Manaus (FIGURA 18).

Esta lagoa (0º16’N 66º41’W) faz parte de um conjunto de lagoas localizadas no Morro dos Seis Lagos. O estudo da Lagoa da Pata é muito importante, pois abrange períodos glaciais e interglaciais de um ambiente lacustre da Amazônia Brasileira sem influência antrópica (Santos et al., 2001).

Sua bacia é relativamente pequena (Colinvaux et al., 1996) florestada e de pouca inclinação, com a presença de penhascos apenas em uma de suas margens. O espelho d’água da lagoa possui 300m de comprimento com área superficial de 100,000m2 o que representa 55% da área total da bacia de drenage, (Santos et al., 2001).

A lagoa da Pata é formada de uma bacia maior (com 3m de profundidade média) e três alvéolos menores (2, 3 e 27 m de profundidade média) (FIGURA 17) (Cordeiro, 2000).

59

FIGURA 17 Visão aérea do Morro dos Seis Lagos. Bacia da Lagoa da Pata apresenta cobertura Florestal continua

O clima é equatorial quente sempre úmido, sem estação de seca bem definida,

com media de precipitação entre 2914 e 3652 mm por ano. O período de diminuição de chuvas ocorre entre junho a agosto, sem estação seca evidente. A precipitação é bastante influênciada po: atividade convectiva local, migração da ZCIT, umidade trazida do Atlântico e eventos, ocasionais, de ventos frios provenientes da Patagônia (Bush et al., 2004).

Sua vegetação é caracterizada por uma margem meio brejosa, com plantas típicas de veredas e 90% do pólen depositado no lago é proveniente da própria bacia (Colinvaux et al., 2000).

De uma maneira geral a lagoa da Pata é rasa, oligotrofica, recebendo todo o material de fonte alóctone de solos muito rasos lavados constantemente (Bush et al 2004). A concentração de oxigênio dissolvido vertical e a penetração da luz se extinguem antes de 2m de coluna d’agua e possui uma termoclina marcada (descrita entre 2 e 3m, porém sua profundidade flutua consideravelmente) (Colinvaux et al., 2000; Bush et al., 2002).

60

FIGURA 18 Mapa de localização da área de estudo: Brasil, Estado do

Amazonas, Município de São Gabriel da

Cachoeira (Parque Nacional do Pico da Neblina e Morro dos Seis Lagos) e Lagoa da Pata com os pontos

testemunhados (LPT I, II, III, IV, V e VI) adaptado de Barbosa et al. (2004).

61

4. Material e Método

4.1. Coleta

Em maio de 1997 foram coletados seis testemunhos na Lago da pata, Morro dos Seis Lagos. Estes são identificados como: LPT I, LPTII, LPTIII, LPTIV, LPTV e LPTVI. A escolha da localização dos seus pontos de coleta foi baseada nos perfis batimétricos determinados na mesma campanha. Os testemunhos foram coletados em tubos de alumínio de aproximadamente 7,5 cm de diâmetro.

Para a realização da coleta dos testemunhos foi necessário o auxílio de uma balsa e de um piston-core com percursionador (FIGURA 19).

FIGURA 19 Coleta do testemunho LPT IV, Lagoa da Pata - AM, na campanha de maio de 1997.

A TABELA 5 apresenta as coordenadas dos pontos de coleta de cada testemunho

analisado neste trabalho.

TABELA 5: Coordenadas, espessura da coluna d’água nos pontos de coleta, e comprimento dos testemunhos coletados na Lagoa da Pata, AM

Testemunho Longitude (Wº)

Latitude (Nº) Coluna d’água (m)

Comprimento dos Testemunhos (cm)

LPT I e II 66º40’28,0’’ 0º 17’08,9’’ 27,0 75 e 70

LPT III 66º40’45,0’’ 0º17’09,2’’ 3,0 68

LPT IV 66º40’50,0’’ 0º17’09,0’’ 2,5 84

LPT V 66º40’34,4’’ 0º 17’08,5’’ 2,8 113

LPT VI 66º40’37,5’’ 0º17’09,4’’ 2,5 73

62

4.2. Radiografia

Antes da abertura dos testemunhos, foi feita a radiografia do testemunho LPTV. A radiografia foi realizada Laboratory of Sedimentology of the Geology and Oceanography Department of Bordeaux University 1 (França) no aparelho SCOPIX.

Essa análise não destrutiva numérica gera uma imagem e dados em graus de cinza a cada 2mm. O resultado é expresso em valores de tonalidade que variam de 0 a 256. A areia é opaca ao raio-X, aparecendo como valores altos, próximos a 255, enquanto que materiais lamosos são transparentes aos raio-X, devendo apresentar valores baixos (próximos a 0). Porém a porosidade pode influênciar o resultado, o que implicada numa necessária validação dos resultados com dados de textura, carbonatos e outras análises (Migeon et al., 1999).

Esses dados permitem a determinação de características sedimentares (como bioturbação, depósitos pelágicos, mudanças de maré), quantificação das fácies litológicas, da geometria física e das estruturas biológicas. Essa análise também permite a reconstrução do processo deposicional e pode-se associá-lo a hidrodinâmica local (Migeon et al., 1999).

4.3. Fáceis Sedimentares

Após a radiografia, os testemunhos foram abertos em seção transversal (FIGURA 20), com a utilização de uma serra elétrica. Possibilitando que os testemunhos fossem descritos, fotografados e sub-amostrados para diversas análises. A abertura foi realizada no Laboratório de Sedimentologia do Departamento de Geoquímica, Instituto de Química da Universidade Federal Fluminense.

Em seguida, descreveu cada um dos testemunhos segundo suas características de cor, contatos entre os diferentes fácies, textura (sedimentológicas macroscópicas) e constituição granulométrica.

A coloração e a textura foram classificadas com o auxílio da carta de solos Munsell® Soil Color Chars (1992) e a classificação dos contatos, constituição granulométrica e seção precisa dos testemunhos em subamostras de espessuras pré-determinadas foi facilitada pela utilização de instrumentos específicos à tarefa, como espátulas, pinças etc.

Todas as descrições foram realizadas imediatamente após a abertura dos testemunhos. Com o objetivo de se evitar possíveis erros causados por reações de oxidação (conseqüência do contato do oxigênio com o material sedimentar).

63

FIGURA 20 Foto dos perfis sedimentares dos testemunhos LPT I, II, III, IV, V e VI após abertura em seção transversal.

4.3.1. Armazenamento

Após a descrição e caracterização visual do testemunho, este foi devidamente fatiado, identificado e armazenado no freezer. O fatiamento foi realizado em média de 2 em 2 cm.

4.4. Datações com 14C

Foram selecionadas amostras ao longo de cada testemunho. Foram secas na estufa à 55ºC por 48 horas, para serem analisadas pela técnica de Espectrometria de Massa com Aceleradores (Accelerator Mass Spectrometry in Beta Analytic Inc - AMS). As medidas foram feitas no Laboratoire de Mesures Carbone 14, França, University of Arizona Accelerator Mass Spectrometry, Tucson, Arizona e no Department of Nuclear Physics, Australian National University (ANU).

64

LPT III LPT IV LPT V LPT VI

Nº de Datações 14C 5 amostras 18 amostras 7 amostras 5 amostras

Esta metodologia, devido ao uso de altas energias (acelerador de partículas) e analisadores de massa magnéticos e eletrostáticos, é capaz de medir baixas concentrações de isótopo. Portanto, com alguns miligramas de amostra é possível determinar a concentração residual de 14C presente nas mesmas.

4.4.1. Calibração

As idades 14C apresentadas neste trabalho foram calibradas. Utilizando-se o programa Calib 5.0.2 (disponível em: http://radiocarbon.pa.qub.ac.uk/calib/) que só permite a calibração até 20,000 anos cal AP e até a idade de 40,000 anos cal AP anos utilizoudo-se a base de dados do testemunho Cariaco Basin. Esta base de dados consiste em uma série de medições de 14C em testemunhos retirados na baía tropical de Cariaco pelo Ocean Drilling Program, que foram correlacionados a contagem cronológica das camadas anuais do testemunho de gelo GISP2 (Greenland Ice Sheet Project 2), fornecendo uma alta resolução para calibração da escala de radiocarbono (Hughen et al., 2004). Vantagens:

O testemunho Cariaco Basin possui uma base de dados sólida (bem descrita), gap marinho corrigido (420 anos para todas as idades de 14C),

A área de estudo (Lagoa da Pata, AM) encontra-se sob influência majoritária da mesma massa de ar atmosférica, a ZCIT (Zona Intertropical de Convergência do Atlântico) devido a proximidade latitudinal e geográfica. Logo, processos de deposição atmosférica e distribuição do 14C nesses reservatórios se encontram sob mesmo regime.

Com isso as idades passam a ser expressas em anos cal AP. Em seguida, plotam-

se as idades calibradas pela profundidade gerando a melhor reta, sendo possível calcular a idade equivalente a cada centímetro do testemunho.

65

Datações 14C & Calibradas

0

20

40

60

80

100

9000 14000 19000 24000 29000 34000 39000 44000

IdadesPr

of (c

m)

Idade 14C cal BP - Hughen et al., 2004 CALIB 5.0.2.

FIGURA 21 Gráfico com datações 14C e as respectivas calibrações com o CALIB 5.0.2. (anos cal AP) e com a curva proposta por Hughen et al., (2004) (anos cal AP) no testemunho LPTV.

No caso exemplificado assim, a profundidade de 40 a 43cm indica uma variação de datações entre 10,000 e 29,000 anos 14C BP, o que comparativamente indicaria uma taxa de sedimentação no mínimo 100 vezes menor do que os outros períodos, dessa forma, verifica-se na realidade um possível hiato de sedimentação (ausência de sedimentação).

4.4.2. Taxa de sedimentação

Através das datações obtidas de cada amostra é possível estimar a taxa de material sedimentado por ano, obtendo-se assim a taxa de sedimentação expressa em cm/ano. Esta taxa é calculada através da razão entre duas profundidades sucessivas e suas respectivas datações.

4.5. Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas dos sedimentos

4.5.1. Determinação do teor de água

A partir da diferença de peso úmido e seco determina-se o percentual de água contido ao longo do testemunho. Após a abertura do testemunho, cada amostra foi pesada úmida e depois seca na estufa a 50ºC (Hakason & Janson, 1983). O teor em água é determinado através da equação:

66

TH2O = (Pu – Ps) Pu*100

onde, TH2O – Teor em água expresso em porcentagem; Pu – Peso da amostra úmida; Ps – Peso da amostra seca.

4.5.2. Determinação da densidade aparente

Utilizando cubos de polietileno de volumeconhecido, foi feita a subamostragem de 2 em 2 centímetros. As subamostras foram pesadas em balança analítica, sendo em seguida, secas por liofilização e repesadas até peso constante.

A determinação da densidade aparente foi feita baseada em um peso seco da amostra dentro de um volume conhecido segundo a fórmula:

Da = Ps V t

onde, Da representa a densidade aparente da amostra, expressa em g/cm3; Ps representa o peso seco da amostra sem o peso dos cubos; e Vt , o volume total da amostra.

4.6. Granulometria

A análise granulométrica do sedimento foi realizada no Analisador de Partículas CILAS® 1064. As amostras foram previamente tratadas a fim de eliminar a matéria orgânica. Realizou-se a eliminação de matéria orgânica através do ataque gradual, a quente (placa a temperatura de 80ºC), com 0,5 a 1mL de peróxido de hidrogênio (H2O2). O procedimento continua até ser observado o fim da reação ((CH2O)6x + H2O2 → CO2(gás)

+ H2O), quando não há mais eliminação de gases da amostra. Quando a amostra se encontrar sem a matéria orgânica adiciona-se 30mL de

hexametafosfato de sódio, na concentração de 40mg/L. Essa solução atua como dispersante. Coloca-se as amostras na mesa agitadora por 24h.

Cada amostra é então separada em duas frações: uma maior ou igual a 450 μm e outra menor. A sub-amostra com partículas maiores do que 450μm é colocada para secar e pesada. A sub-amostra com partículas menores são analisadas e em seguida colocadas secar e pesar.

67

O Analisador de Partículas CILAS® 1064 (FIGURA 22) possui um sistema que quantifica todos os tamanhos das partículas presentes na amostra através de difração a laser em uma célula e um sensor do outro lado. Os dados gerados são então classificados granulometricamente através do diagrama silte/ areia/ argila, programa GRADISTAT, disponibilizado em http://www.kpal.co.uk/gradistat.htm.

FIGURA 22 Analisador de Partículas CILAS® 1064, acoplado a um computador.

4.7. Mineralogia

4.7.1. Mineralogia por Difratometria de raio-X

Essa análise determina os principais minerais presentes na amostra. Pois cada mineral se comporta de forma específica na presença de raios X sendo possível identificá-lo, na medida em que o aparelho mede os ângulos de difração resultantes da estrutura da substância.

Uma amostra do LPT IV foi realizada no Institut de Recherche pour le Dévelopement (IRD-França) em um difratômetro Siemens D500, com tubo de cobre (comprimento de onda 1.54A) e gerador de 30mA e 40kV

Outras três amostras do mesmo testemunho foram alisadas no Centro de Tecnologia Mineral – CETEM, Análises Minerais, Setor de Caracterização Tecnológica no

68

laboratório do Dr. Reiner Neumann. A identificação foi realizada por difração de Raios-X (DRX). O DRX foi conduzido em amostras na forma de pó em um equipamento Bruker-D4endeavor, radiação CoKα (gerador 40 mA e 35 kV); velocidade do goniômetro de 0,02o 2θ por passo com tempo de contagem de 1 segundo por passo e 2θ de 5 a 80º. A composição química foi determinada através de espectrometria de fluorescência de raios-X (FRX) utilizando um espectrômetro de raios-X BRUKER-AXS modelo S4-Explorer, equipado com tubo de Rh.

4.7.2. Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho

A análise qualitativa e quantitativa dos principais minerais presentes nos sedimentos foi realizada por espectrometria de infra-vermelho no Departamento de Geoquímica da Universidade Federal Fluminense. A radiação infravermelha é absorvida por moléculas covalentes. As ligações químicas das substâncias possuem freqüências de vibração específicas, permitindo desta forma determinar e quantificar a composição mineralógica da amostra.

Para a análise por espectrometria de infra-vermelho é necessário a confecção de pastilhas. As amostras passam por maceração mecânica (gral e pistilo de Ágata – material inerte) e em seguida por maceração automática (maceradores Specamill) e as amostras acondicionadas em cápsulas de ágata. O objetivo deste procedimento é obter amostras com partículas homogêneas de diâmetro inferior a 2μm. Para verificar se este diâmetro foi atingido, são preparadas lâminas para análise em microscópio óptico.

Para cada 1mg de amostra é adicionado KBr (Brometo de Potássio), até se atingir 400mg (proporção 0,25%). Mistura-se a amostra e em seguida, a amostra é colocada em estufa a 50°C por alguns minutos para a retirada de umidade. Por fim, coloca-se 300mg dessa mistura na prensa (Perkin Elmer), submetida a vácuo por 15 minutos, e depois por mais 5 minutos de vácuo com 9 ton de pressão.

Em seguida as pastilhas são lidas em espectrofotômetro de infravermelho Perkin Elmer Spectrum 1000 com auxílio do software SPECTRUM FOR Windows e quantificadas com auxilio do software auxiliar do MATLAB desenvolvido pelo Hugues Boucher, Bondy/IRD.

As análises por espectrometria de infravermelho foram feitas pela transformação de Fourier (Bertaux, 1998). Esta técnica é baseada na proporcionalidade entre a absorbância e a concentração de moléculas no espectro infravermelho. A quantificação mineral é feita a partir da decomposição linear dos picos minerais encontrados.

69

FIGURA 23 Gral e pistilo de Ágata, cápsulas de ágata e macerador Specamill, instrumentos necessários para confecção da pastilha mineralógica

FIGURA 24 Prensa (Perkin Elmer) com mecanismo de fazer a pastilha.

FIGURA 25 Espectrofotômetro de infravermelho (Perkin Elmer FTRI Spectrometer Spectrum 1000) onde se realiza a leitura das pastilhas para quantificação dos minerais.

70

4.8. Geoquímica da Matéria Orgânica e Pigmentos

A matéria orgânica presente em sedimentos lacustres conserva informações paleoambientais sobre sua origem, condições de formação, transporte e deposição.

A produção e a preservação da matéria orgânica são influênciadas pelas condições ambientais. Deste modo, a análise deste material fornece indícios das condições ambientais presentes no período da sua deposição.

O material orgânico pode ser produzido no lago (autóctone) e/ou áreas adjacentes (alóctone). Esta análise permite entender os processos que ocorrem e ocorreram no interior do ambiente lacustre assim como no entorno.

Pode-se medir alguns tipos de proxys na matéria orgânica: COT, razão C/N, δ13C, δ15N, pigmentos entre outros. Dentre esses, alguns serão utilizados neste trabalho (TABELA 6).

Estes dados podem ser obtidos através da análise de sua composição, que inclui uma variedade de indicadores isotópicos e moleculares. Estas características fazem com que a matéria orgânica sedimentar represente uma ferramenta valiosa para a reconstrução paleoambiental do lago onde foi coletada e das áreas subjacentes (Meyers, 2003; 1994).

As concentrações de carbono orgânico e razões atômicas C/N tem sido utilizadas para se definir a origem da matéria orgânica acumulada ao longo de perfis sedimentares lacustres. A partir dos resultados encontrados é possível inferir sobre a origem do material biogênico, bem como sobre as variações no nível lacustre durante as épocas passadas (Meyers, 1994).

4.8.1. Concentração de carbono total (C%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e determinação dos isótopos δ13C e δ15N

Neste trabalho, os marcadores orgânicos utilizados foram a concentração de carbono total, a relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e a determinação dos isótopos δ13C e δ15N presentes no sedimento. Parte das amostras destinada a esta análise foram: maceradas, pesadas e acondicionadas em cápsulas de estanho. Os isótopos estáveis de carbono e nitrogênio (δ13C e δ15N) foram determinados por espectrometria de massa acoplado ao CHN (Finnegan Delta-EA 13C, 15N), no Environmental Isotope Laboratory of the University of Waterloo, Canadá.

71

TABELA 6 Proxys da Matéria Orgânica utilizados em reconstruções paleolimnológicas (adaptada de Meyers, 2003; 1997; 1994).

Informação Ex. Observação

COT Quantidade de matéria orgânica. A matéria orgânica contém aproximadamente 50% de carbono. A concentração de COT representa a fração da matéria orgânica que escapa no processo de remineralização durante a sedimentação

Meyers (1994) Dean (1999).

As concentrações são influênciadas: pela produção inicial de biomassa e sua degradação. Seu valor integra as origens da matéria orgânica, suas rotas, processos deposicionais e percentagem de preservação (Meyers, 2003). Alguns processos podem diluir sua concentração, exemplo, adição de partículas de sedimentos clástico e concentrado ou dissolução de mineral carbonático (Dean, 1999). Locais com maiores concentrações de COT são localizados em regiões mais profundas, menor energia, baixo hidrodinamismo, onde sedimentos finos se depositam lentamente.

C/N

Identificação das proporções de matéria orgânica de origem algal e de plantas terrestres

Meyers (1994), Kaushal & Binford (1999)

A matéria orgânica fresca proveniente de algas do lago, contém proporcionalmente mais proteína do que celulose (valores de C/N entre 4 e 10 concentração molar), enquanto que plantas vasculares são ricas em celulose ( valores maiores que 20) (Meyers, 1994). Elevados valores Corg/Ntotal identificam altas proporções de matéria orgânica proveniente de plantas terrestres no sedimento dos lagos.

δ13C O carbono possui dois isótopos estáveis, o 12C e o 13C. A composição isotópica é expressa em δ13C, calculada:

As plantas, com vias de fixação do carbono diferentes discriminam o 13CO2 durante a fotossíntese.

Talbot & Johannessen (1992), Hodell & Schelske (1998)

Os vegetais que realizam o ciclo C4 apresentam um mecanismo mais eficiente na captação do CO2 (gramíneas tropicais). Vegetais que realizam o ciclo C3, a maioria das árvores (MEDINA et al., 2005; PESSENDA et al., 2002). Como as plantas C4 acumulam maiores quantidades de CO2 em seu ciclo metabólico, seu sinal isotópico tende a ser menos negativo do que o sinal apresentado pelas plantas C3. As plantas C4 possuem valores de δ13C entre –8 e – 13 ‰, enquanto as plantas C3 tem valores entre –23 e – 36 ‰ (MEYERS, 1994).

δ15N A identificação é realizada utilizando a razão 15N/14N Brenner et al. (1999).

Teranes & Bernasconi (2000); Hodell & Schelske (1998).

Apesar de não tão utilizado quanto o proxy paleolimnologico δ13C, o isótopo de nitrogênio pode ajudar a identificar a fonte de matéria orgânica para o lago e reconstruir taxas de produtividade do lago (e.g., Herczeg et al., 2001; Talbot, 2002).

Outra parte foi retirada dos testemunhos, acondicionada em recipientes plásticos devidamente limpos e enviadas para análises de COT e NT, em auto-analisador CHN do laboratório de Formações Superficiais do IRD de Bondy (França). Com os resultados obtidos, foram calculadas as razões C/N para todo o perfil sedimentar dos diferentes testemunhos.

Depois os dados foram plotados segundo a distribuição proposta por Meyers, 1994 (FIGURA 26).

FIGURA 26 Diagrama de correlação valores de δ13C × C/N proposto por Meyers (1994).

4.8.2. Fluxo de carbono

O fluxo de carbono é calculado através da multiplicação da concentração de COT pela densidade aparente de cada amostra.

Os fluxos de carbono foram obtidos para os diferentes perfis sedimentares através da multiplicação da concentração de carbono orgânico total, pela densidade aparente do sedimento e da taxa de sedimentação da seção considerada:

Fc = [C].ρa .Si Onde: fC: Fluxo de carbono (g.m-2.ano-1); [C]: Concentração de carbono orgânico (g.g-1); ρa: Densidade aparente (g.cm-3) e Si: Taxa de sedimentação da seção (cm.ano-1)

4.8.3. Quantificação de Microcarvões

O procedimento para quantificação de micro partículas de carvões consiste na

73

extração alcalina dos ácidos húmicos, seguida da confecção de uma lamina que é

analisada em um microscópio óptico acoplado à um sistema de vídeo.

1) Pesa-se 1g de amostra úmida, faz se uma extração alcalina ( NaOH 5%) para retirada

de ácidos húmicos. O resíduo é centrigugado e diluído em água destilada, numa

proporção de 0,1% de sedimento seco.

2) Homogeneíza-se a solução e retiram-se alíquotas com micropipeta, filtrando-as em

filtro milipore de acetato de celulose (filtro Millipore, HAWP 24mm, porosidade de 0.45

µm), previamente secos e pesados. Foram preparados 2 filtros por amostras com um

volume filtrado de 0,5 a 1mL, dependendo da concentração da solução.

3) Os filtros com as amostras foram secos, pesados e preparados em lâminas de acrílico

sem a utilização de lamínulas. Para tal dissolve-se o filtro com Acetato de etila, fazendo

com que este cole na lâmina acrílica.

4) Tem-se então uma lâmina com área e massa do material analisado conhecido,

permitindo a determinação da concentração, medida da forma e tamanho destas

partículas através do microscópio ótico com luz refletida e transmitida. O microscópio

encontra-se acoplado a um computador para aquisição das imagens e a utilização do

software.

5) A quantificação do microcarvão é realizada em um microscópio óptico, aumento 250x a

1000x (em imersão). Contam-se todos os microcarvões presentes em 15 campos, ou o

número de campos necessários para alcançar um mínimo de 30 partículas.

Esse tipo de método baseado na quantificação de carvões é muito sensível a

partículas maiores que 2mm.

74

FIGURA 27 Microscópio acoplado a uma câmara de vídeo digital que projeta as imagens no computador, onde os Microcarvões são identificados e quantificados.

FIGURA 28 Para quantificação dos carvões: a imagem do microscópio é apresentada em preto e banco no programa IMAC Vision Builder; seleção das áreas mais pretas; inversão das cores e retirada dos elementos de borda e de pequenos pontos e visualização de todas as informações do carvão como diâmetro, área, altura e largura.

4.8.4. Black Carbon

O metodo utilizado neste trabalho para a determinação de black carbon foi

adaptado de Lim & Cachier (1996).

O método empregado apresenta as seguintes fases:

I. Eliminação dos Ácidos Húmicos: Ataque alcalino (NaOH 5%)

II. Ataque ácido: eliminação de silicatos e carbonatos - carbonato (HCl 3M), o

silicatos (HF 10M e HCl 1M)

III. Oxidação Química: eliminação da Humina removível com ataque de solução

sulfocromica (H2SO4 2M / Cr2O7- 0.1 M) (WOLBACH et al., 1988). É

75

importante ressaltar que o black carbon é muito resistente a oxidação.

IV. Análise dos material carbonáceo foi analisado no analisador CHN Perkim

Elmer do Departamento de Geoquímica, UFF.

4.8.5. Pigmentos

A análise de pigmentos vegetais como traçador geoquímico em estudos

paleoambientais em diversas escalas temporais (SWAIN, 1985; CORDEIRO et al., 1995).

4.8.5.1. Derivados de Clorofila

As alíquotas para este estudo foram homogeneizadas antes da sua extração sendo

separados um grama de peso úmido para extração de pigmentos. A análise dos

pigmentos foi feita segundo Swain (1985). Os pigmentos foram extraídos de sub-amostras

(1,0 g de peso úmido) e adicionando-se 20 mL de acetona 90 % agitando-se por 20

minutos em ambiente semi-escuro por quatro vezes consecutivas, centrifugando e

retirando-se o sobrenadante. Os extratos foram completados até 100 mL. Uma alíquota

de 10 mL foi separada e medida a absorbância em 667 nm para derivados da clorofila,

750 nm para derivados da bacterioclorofila. Outros compostos podem também contribuir

aos picos de absorbância na leitura dos derivados da clorofila e bacterioclorofila, assim,

uma correção para o “background” de absorbância é subtraída dos picos de clorofila por

uma curva de linha de base feita entre 500 nm e 800 nm para eliminar a absorbância de

componentes não clorofilados (WETZEL, 1970).

Derivados de Pigmentos Sedimentares (UDPS, SPDU) por grama de matéria

orgânica (VALLENTYNE, 1955). A unidade UDPS é igual a uma absorbância de 1,0 em

uma célula espectrofométrica de caminho ótico de 10 cm em 100 ml de solvente em 1,0 g

de matéria orgânica.

4.9. Concentrações de Metais

4.9.1. Concentração do Mercúrio

O mercúrio vem sendo utilizado como um bom marcador paleoclimático na

Amazônia devido a sua concentração natural (Oliveira et al., 2001; Fostier et al., 2000).

Para a sua determinação as amostras foram secas a 60ºC. Em duplicata, digeriu-se em

sistema fechado a 50% água regia (por uma hora a 70ºC) 1g de cada sub-amostra. A

76

concentração do mercúrio foi analisada através de CVAAS, (espectrometria de absorção

atômica a vapor frio), no sistema Bacharach MAS-50D. os resultados dessa análise

encontram-se publicados em Santos et al., 2001.

4.9.2. Concentrações de metais abertura no Microondas e Leitura no ICP

4.9.2.1. Determinação dos Metais (Al, Ba, Cd, Cr, Cu, Fe, Mn, Ni, Pb, Ti, Zn, V) e do Arsênio (As)

4.9.2.1.1. Abertura Forte - EPA 3051A

O procedimento realizado foi por ataque ácido (0 a 3 mL HF 48%; 3 a 9mL HNO3

65%; 0 a 3mL HCl 37% e, eventualmente, de 0 a 2ML de H2O2) em 0,125 a 0,200 g de

sedimento seco e macerado, a ser rodado no aparelho de microondas Mars CEM

seguindo procedimento da EPA 3051A (disponível em

http://www.epa.gov/osw/hazard/testmethods/sw846/pdfs/3051a.pdf).

A. B.

FIGURA 29 Aparelho de Microondas Modelo Mars (A); ICP-OES - Jobin Yvon Emission Última2 (B)

Determinaram-se as concentrações dos elementos nos extratos ácidos por

espectrometria de emissão ótica com fonte de plasma indutivamente acoplado (ICP-OES

– Jobin Yvon Emission Última2 utilizando o progama de quantificação ICP Analyst 5.4 e o

amostrador AS 421 Jobin Yvon) com colaboração do Prof Dr. Ricardo Erthall Santelli.

77

4.9.2.1.2. Abertura Total - EPA 3052

EPA 3052 (http://www.epa.gov/osw/hazard/testmethods/sw846/pdfs/3052.pdf)

78

A Tabela abaixo representa todos os parâmetros utilizados neste trabalho, indicando o numero de amostras analisadas em cada testemunho.

Parâmetro Método Informações Nº de amostras LPT III LPT IV LPT V LPT VI

Radiografia Radiografia de raio X Analise qualitativa das seções ricas

em minerais e ricas em matéria

orgânica

-

1 -

Densidade aparente Peso seco / volume úmido

Indicadores da dinâmica do

ambiente

29 37 113 30

Teor de água (peso úmido – peso seco)

peso úmido *100

29 37 113 30

Granulometria

Peneiramento (>450μm), analisador de partículas -

CILAS (<450 μm)

- 53 - 32

Mineralogia Difratometria de Raio-X - 4 - - Espectrometria de

Infravermelho (IRFT) 40 38 38 30

Datação 14C Espectrometria de Massa com aceleradores

Determinação da cronologia dos

depósitos sedimentares

5 18 7 5

C, N, C/N Analisador elementar C, H, N

Permitem obter informações sobre

a quantidade, origem e tipo de

vegetação.

29 27 113 29

δ13C, 15N Espectrometria de Massa - 30 113 -

Pigmentos - - 86 -

Black Carbon Informações sobre possíveis eventos de queimadas na

região

- - 87 -

Microcarvão Análise Vídeo-microscópica

20 40

Hg - - 106 -

Metais e semimetais - Al, As, Ba, Cd, Cr, Cu,

Fe, Mn, Ni, Pb, Ti, Zn, V

Abertura em aparelho de microndas (EPA 3052 e 3051A), leitura ICP-OES

- 20 (3051)

20 (3052)

- 40 (3051)

40 (3052)

79

5. Resultados

Neste trabalho são apresentados perfis sedimentares dos testemunhos coletados na Lagoa da Pata, integrando dados publicados nas teses Barbosa, 2002 e Cordeiro, 2000 e dados complementares não publicados. As análises compiladas foram: datações, características granulométricas e mineralógicas, geoquímica da matéria orgânica (razão C/N, distribuição dos isótopos estáveis δ13C e δ15N), indicadores de paleoprodutividade derivados de pigmentos vegetais, estudo de elementos biogênicos indicadores de paleoincêndios e concentrações de metais.

5.1. LPT I e LPT II

Os dois testemunhos estão localizados no alvéolo central da Lagoa da Pata, um mais próximo a conexão com a bacia principal enquanto que o outro se localiza mais ao centro. Os testemunhos LPTI e LPTII possuem 75 cm e 70 cm, foram coletados a 27m de profundidade, respectivamente.

As datações dos dois testemunhos retirados nesse alvéolo foram todas muito recentes, em torno de 500 anos (comunicação oral Renato Campello Cordeiro). Publicações na área de estudo esperavam esses resutados por duas hipóteses levantadas, além de um possível erro na coleta:

Este alvéolo possui a borda muito íngreme o que pode facilitar eventos de desmoronamento do material, neste caso a obtenção de um registro significativo pode ser mais difícil (Bush et al., 2004)

Outra hipótese levantada por Bush e colaboradores (2002) é que, assim como outros lagos do Morro dos Seis Lagos, a presença de períodos mais rasos na Lagoa da Pata não é conseqüência apenas de evaporação, mas também devido a presença de uma rachadura ou fissura no fundo do lago. Hipótese descrita como sumidouro de drenagem no Projeto Uaupés (1983). Como conseqüência haveria perda de água e de sedimento (Bush et al., 2002).

5.2. LPT III

Esse testemunho possui 68 cm, foi coletado a uma profundidade de 3m e esta localizado na bacia principal da Lagoa da Pata, mesma bacia em que foi coletado o LPTIV.

80

5.2.1. Fáceis Sedimentares

Variações faciológicas estão representadas na figura foram identificadas diferentes unidade litológicas ao longo do perfil sedimentar. Desta forma observa-se a representação esquemática dos testemunhos, em função da profundidade, padrões de coloração e características morfológicas.

Dentre as fácies descritas, a região central (42,5 e 16,5 cm) se destaca, por uma “granulometria” grossa, descrita como “argila arenosa”. A base do testemunho aparenta ser mais argilosa devido a sua coloração mais escura, aparentemente mais rica em matéria orgânica.

5.2.2. Datações Radiocarbonicas (14C) e Calibrações

O testemunho LPTIII, segundo dados de datação por 14C, apresenta uma idade aproximada de 43000 anos 14C AP. Para a calibração das idades 14C não foi possível utilizar apenas o programa CALIB 5.0.2, pois diversas amostras possuem datações maiores do que 20600 anos 14C AP, como acontece para todos testemunhos da Lagoa da Pata, devido as baixíssimas taxas de sedimentação.

A TABELA 7 apresenta as idades radiométricas e calibradas segundo três fontes CALIB 5.0.2; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004 nas diferentes profundidades do testemunho LPTIII.

TABELA 7 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para o testemunho LPT III

Prof. (cm)

Idade (anos 14C AP)

Desvio

Idades Calibradas (anos cal AP) Modelo Linear Polinomial

CALIB 5.0.2

Hughen et al., 2004

Bard, 1998

8,1 3685 45 4070 4487 3706 17,3 20230 190 24400 22367 23851 33,1 22050 200 25826 25966 53,5 35700 700 40720 41194 66,5 42700 1300 43778 48568

Para esse testemunho foram feitas cinco datações radiométricas e nenhuma

camada se apresentou invertida ou fora da tendência . Consequentemente, o modelo de idade em função da profundidade utilizou todas as amostras. A faixa de argila arenosa possui duas datações radiométricas.

81

5.2.3. Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas

5.2.3.1. Teor de Água (%) e Densidade Aparente (g/cm3)

O topo do testemunho apesar de formado de argila orgânica é bem compactado, o que pode ser confirmado pelo menor teor de água. Da base até fase de “argila arenosa” do testemunho o teor de água diminui, e consequentemente a densidade aumenta ().

Os teores de água encontrados são elevados, ultrapassando 70% na base do testemunho, região mais rica de matéria orgânica (C%) descrito mais adiante (TABELA 8).

TABELA 8 Densidade Aparente (g/cm³) e Teor de Água do testemunho LPTIII

Máximo Minimo Média Teor de água 78,94 30,43 62,39

Densidade Aparente (g/cm³) 0,80 0,19 0,41

5.2.3.2. Mineralogia

A análise de difratometria de raios-X (DRX) realizada no testemunho LPT IV (em anexo) identificou os minerais: goetita, anatase, hematita, crandalita ou plumbogomita e quartzo).

A quantificação através da análise por espectrometria de infravermelho demosntra que este mineral está presente em todo o perfil mineralógico do testemunho LPTIII, com uma média de 36%.

Observam-se variações de concentração ao longo de todo o testemunho abrangendo de 6 a 85% de goetita em algumas amostras. No entanto, a profundidade entre 16,5 e 42,2, fácies argilo arenosa apresenta as maiores concentrações de goetita, e onde se localizam os dois maiores picos.

5.2.4. Geoquímica da Matéria Orgânica

5.2.4.1. Concentração de carbono total (C%), Nitrogênio Total (N%) e relação carbono e nitrogênio (relação C/N)

Ao longo do testemunho LPTIII, a concentração de carbônico orgânico total (COT, ou %C) variou entre 2,2% a 22,2%. A base possui as maiores concentrações, enquanto que a fácies que se segue, formada de argila arenosa, é a fase com as menores concentrações de carbono, média de 2,8%, variando entre 2,2% e 4,8%. Ao final dessa fase em direção ao topo, os níveis de carbono começam a aumentar gradualmente.

82

Os valores de nitrogênio total variam nos mesmos período que a concentração de carbono orgânico total. Sendo maiores na região argilosa do topo, enquanto que a fase argilo-arenosa possuí uma média de 0,1%, atingindo uma média quatro vezes maior na região do topo (valor máximo 0,65%). Com relação as concentrações de nitrogênio e carbono observa-se uma clara separação em três fases.

TABELA 9 Máximo, Mínimo e Média de Carbono, Nitrogênio e Razão C/N do LPT III

Carbono (%C ou COT) Nitrogênio (%N) Relação C/N Max Min Média Max Min Média Max Min Média 22,19 2,20 9,66 0,82 0,06 0,34 70,55 19,62 30,01

83

FIGURA 30 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT III

0,5 1,0Densidade aparente (g/cm3) %H2O

50 100

Hg (ng/g)200 400

%COT

10 20

N%

0,5 1,0C/N

10 30 50 70

Goetita (%)

50 100

Prof (cm)

Vazio

0

10

20

30

40

50

60

2m

3 m

2 m

3 m

27 m

0 50

Escala (m)

LPT III

0º17’08’’

0º17’09’’

- 66º40’30’’- 66º40’40’’

LPT III

Argila Organica 5y 3/2

Argila Organica 2,5y 4/4

Argila Arenosa 10yr 3/6 e lateral 10yr

Argila Organica 5y 2,5/1

Argila Organica 5y 2,5/2

Argila Organica 5y 2,5/2 maior teor

Prof (cm)

Vazio

0

10

20

30

40

50

60

0

70

Idade C anos14

3685 +- 45

20230 +- 190

22050 +- 200

35700 +- 700

42700 +- 1300

84

5.3. LPT IV

Esse testemunho possui 84 cm, foi coletado a uma profundidade de 2,6m e esta localizado na bacia principal da Lagoa da Pata, próximo ao LPT III.

5.3.1. Fáceis Sedimentares

Variações faciológicas estão representadas na figura e descritas na tabela. Dentre as fácies descritas, a região central (28 a 63cm) se destaca, por uma “granulometria” aparentemente grosseira, descrita como “areia”.

Assim como o testemunho LPTIII, pode-se, simplificando, resumir o testemunhos em três fases uma da base do testemunho a 63cm fomada por argilas, uma segunda fácies entre 63 a 28 cm descrita como “areia”, formada de grânulos mais grosseiros dos que os encontrados no LPTIII, também presente no testemunho LPTIII, e uma última fácies também de argila orgânica de 28cm até topo.

5.3.2. Datações com 14C, Calibrações e Taxas de Sedimentação

O testemunho LPTIV, segundo dados de datação por 14C, apresenta uma idade aproximada de 43000 anos 14C AP.

A TABELA 10 apresenta as idades radiométricas e calibradas de diferentes formas (CALIB 5.0.2; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) nas diferentes profundidades do testemunho LPTIV.

Para esse testemunho foram feitas dezoito datações radiométricas ou cronológicas e sete (* na tabela) delas foram consideradas inversão entre as camadas. Consequentemente, o modelo de idade em função da profundidade utilizou onze datações.

Sendo desconsideradas para o calculo de taxa de sedimentação as datações das profundidades 82,2cm e 14,5 cm, a primeira possivelmente foi contaminada durante a coleta e a segunda caracterizada como inversão. Além disso, entre 49 e 35cm observa-se que na das fácies litológicas descrita como “areia”, possui cinco datações muito próximas. Duas hipóteses foram levantadas: a primeira seria eventos erosivos com taxas de sedimentação muito rápidas de 20 cm em 1000 anos. A segunda hipótese é a do retrabalhamento do sedimento (discutida em Santos et al., 2001).

TABELA 10 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as amostras do testemunho LPT IV, Brasil

85

Referências das

Datações

Prof. (cm)

Idade anos

14C AP

Desvio

Idades Calibradas por diferentes métodos (anos cal AP) e modelos

linear polinomialCALIB 5.0.2

Hughen et al., 2004

Bard, 1998

5,5 4330 210 4800 5215 4522

9,9 4800 200 5500 5797 5116

14,5 * 9900 270 11250 11118 11467

19 4430 180 5000 5365 4649

27,8 10650 180 12750 12747 12388

32,3 18420 510 22050 21887 21727

36,9 * 21400 810 24968 25213

41,3 * 18020 485 21234 21255

43,6 * 18410 275 21882 21715

45,8 * 17850 210 21118 21054

48,3 * 17410 155 20800 20534

52,8 25690 950 29604 30137

57,7 30845 510 34959 35906

62,2 34080 640 39332 39446

66,6 35180 680 40305 40635

73,3 36610 780 41140 42169

75,6 41360 1060 43611 47179

82,2 * 34740 690 40231 40160

5.3.3. Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas dos sedimentos

5.3.3.1. Determinação do teor de água e Densidade

Os valores de densidade acompanham a mudança da descrição das três fácies sedimentares. Indicando mudança no formato do matérial depositado, na fase semelhante a “areia” quando comparada com as outras, com uma diminuição no teor de água nessa fase.

O topo e a base do testemunho, as fases mais argilosas, consequentemente com maior teor de água, apresentam a menor densidade aparente com relação a todo o perfil.

Pode-se dividir, simplificadamente, o testemunho em três fases: base a 52cm, densidades mais baixas; entre 52 e 28cm menores teores de água, associado a uma “granulmetria” mais grossa, e última fase de 28 cm ao topo, aumento gradual do teor de

86

água em direção ao topo.

FIGURA 31 Teor de Água (%) e Densidade Aparente do testemunho LPTIV e as três fases

TABELA 11 Fases e respectiva Densidade Aparente (g/cm³) e Teor de Água (%) do testemunho LPTIV

Prof. (cm)

Dens.Aparente (g/cm³) Observações Máximo Mínimo Média

III

28 c

m a

o to

po

1,12

0,54

0,93

Nesta fase há um decréscimo lento da densidade acumulada. Sendo que os primeiros 10 cm apresentam um maior teor de água possivelmente devido a menor compactação

II

52 a

28

cm 1,35

0,61

1,16

Maiores valores de densidade, associados a um menor teor de água devido à presença desses nódulos de sedimento (agregados)

I

83 a

52

cm 0,65

0,53

0,60

Foram encontradas elevadas concentrações de carbono orgânico nesta fase, o que pode estar relacionado aos teores de água maiores e aos baixos valores de densidade.

87

5.3.3.2. Granulometria

Até o presente momento, estivemos descrevendo o testemunho em três fases, argila no topo e na base e o meio de “areia”. No entanto, intrigantemente, os resultados de granulometria descrevem as mesmas fases inversamente, quando comparadas ao observado.

Onde se esperava valores máximos de silte (entre 52 e 28 cm) devido aos maiores valores de densidade, os resultados de granulometria mostraram os maiores valores de argila (■), apontando para um menor hidrodinamismo local.o fato de se encontrarem em aglomerados pode representar uma menor altura da coluna d'água, com isso as argilas não estariam dissolvidas, se depositando com maior rapidez.

Quando observados mais atentamente nota-se que os “grãos de areia”, são grãos duros de complexos de argila, que após ataque com peróxido de hidrogênio (retirada da matéria orgânica) e colocados em agitação com dispersante (pirofosfato de sódio), perdem seu formato nodular, restando apenas os argilominerais.

Portanto, o material desta fase é predominantemente argiloso, mas se comporta para densidade aparente como se fosse de areia. Geralmente, elevadas concentrações de argila estão associadas a teores de água mais altos e consequentemente menores valores de densidade aparente, o que não é observado.

5.3.3.3. Mineralogia

5.3.3.3.1. Mineralogia - Difratometria de Raios-X (DRX)

Foram analisadas cinco amostras do testemunho LPTIV. Uma amostras composta foi analisada no IRD, e outras quatro (uma composta e outras três nas profundidades: 9-8, 59 -60 e 80-81cm) (espectros em anexo).

DRX – IRD (Institut de recherche pour lê développement) análise de uma amostra composta do testemunho LPTIV

A análise (anexo) realizada no IRD identificou os minerais: • Plumbogomita (PbAl3(PO4)2(OH)5(H2O)): mineral secundário rico em chumbo e

alumínio, esses elementos se combinam com o fosfato. A presença deste mineral em grandes quantidades pode vir a se tornar um fator limitante para o crescimento

88

biológico. Ou seja, em grandes concentrações, menores concentrações de fitoplancton, por exemplo, são encontradas.

• Goetita: É um hidróxido de ferro muito presente em áreas tropicais. Fruto de intensos processos de lixiviação. Necessitando de longos períodos para formar um cristal. No entanto, os picos encontrados nas amostras da LPT estão distintos, o pode indicar uma boa cristalinidade, conseqüência de uma formação lenta e gradual. Quando o mesmo espectro foi enviado para o CETEM (Centro de Tecnologia

Mineral) (anexo) foi identificado o mineral crandolita (CaAl3(PO4)2(OH)5·(H2O)) também formado por intemperismo rico em cálcio ao invés de chumbo. Nesta análise também foram identificados dois óxidos de titânio e de silício.

DRX – CETEM (Centro de Tecnologia Mineral) análise de quatro amostras (uma composta e três profundidades) do testemunho LPTIV

As comparações entre os espectros gerados pelo IRD e pelo CETEM apresentam os mesmos picos, com menores ou maiores intensidades. No entanto, a análise gerada no CPRM encontra o mineral Crandolita ao invés da Plumbogomita, os dois minerais são alumínio fosfatados, o primeiro com predominância de cálcio e a segunda de chumbo. Os difratogramas do CETEM e do IRD encontram a goetita em todas as amostras em quantidades expressivas.

Segundo Dana & Hurlbut (1974), os minerais detectados podem ser caracterizados como:

• Goetita - FeOOH - Ocorre em grandes quantidades resultantes da intemperização. São encontrados também em calcários portadores de ferro. O mineral é subtranslúcido, com brilho adamantino a opaco, sedoso em certas variedades, finamente escamosas ou fibrosas. A cor varia de castanho-amarelado a castanho escuro. Possui traço castanho-amarelado, clivagem perfeita, dureza de 5 a 5,5 e densidade 4,37.

• Hematita - Fe2O3 - Ocorre nos depósitos metamórficos de contato e como mineral acessório, nas rochas ígneas, feldspáticas, tais como o granito. O mineral é translúcido, tem brilho metálico nos cristais e opaco nas variedades terrosas. A cor varia de castanho-avermelhado a preto. Tem traço vermelho-claro a escuro, que se torna preto pelo aquecimento. Apresenta partição com ângulos quase cúbicos, dureza de 5,5 a 6,5 e densidade 5,26.

• Quartzo - SiO2 - Ocorre como constituinte importante das rochas ígneas que contêm sílica, tais como granito, riólito e pegmatito. Sendo extremamente

89

resistente ao ataque físico e químico. Ocorre também em rochas metamórficas, como gnaisses e xistos. Frequentemente encontra-se associado ao feldspato e muscovita. O quartzo ocorre em grandes quantidades em areia nos leitos dos rios e sobre as praias. O mineral possui um brilho vítreo ou, em algumas espécies, translucente. Habitualmente incolor ou branco, mas frequentemente é colorido por diversas impurezas. Tem fratura concóide, dureza 7 e densidade 2,65.

5.3.3.3.2. Mineralogia - Infravermelho

A goetita sempre presente nas análises de difratometria de raios-X (DRX) do testemunho LPTIV foi quantificada. No perfil mineralógico do testemunho LPTIV a goetita possui uma média de 39,74%.

Observa-se da base a 52 cm um aumento gradual, seguido de uma fase variando consideravelmente as concentrações, enquanto que no topo do testemunho (entre 28 cm e topo) há uma diminuição. TABELA 12 Distribuição dos valores máximo, mínimo e média da percentagem de Goetita em cada uma da fácies sedimentares do LPT IV.

Prof. (cm) Goetita (%)Máximo Mínimo Média

III 0 a 28cm 69,0 9,5 38,6

II 28 a 52 cm 94,0 17,8 51,3

I 52 a 83 cm 24,0 10,5 17,6

5.3.4. Geoquímica da Matéria Orgânica

Os dados de geoquímica de matéria orgânica sugerem a subdivisão das fases I e III, surgindo subfases (Ia, Ib e IIIa, IIIb). Essas se caracterizam por mudanças mais bruscas, especialmente nas concentrações de carbono, que por se apresentarem em grandes percentagens no topo e na base acabam por determinar diversas propriedades analisadas.

5.3.4.1. Matéria Orgânica Total (COT) e Nitrogênio Total (N%).

Ao longo do testemunho LPTIV, a concentração de carbônico orgânico total (COT) variou entre 2,5% a 22,7%. A base do testemunho (fases Ia e Ib) são as fases com maiores concentrações de carbono, apresentando concentrações de COT de aproximadamente 20%.

90

A fase II, formada de “nódulos de argila” é a fase com as menores concentrações de carbono, com média de 2,7%, variando entre 2,4% e 3,9%. Os níveis de COT começam a aumentar gradualmente após este período em direção ao topo.

Os valores de nitrogênio total só aumentam na região argilosa do topo até essa fácies a média era de 0,01%, praticamente zero. Na fase III, a percentagem cresce gradualmente atingindo o valor máximo de 1,93%. Observa-se uma tendência ao aumento da percentagem de nitrogênio da base em direção ao topo.

Os valores da razão C/N são freqüentemente utilizados para distinguir a origem da matéria orgânica entre algal ou de plantas vasculares (Meyers, 1994; Meyers, 1997; Meyers, 2003).

A Razão C/N desse testemunho apresenta os valores que variam consideravelmente, com média 26,1 possuindo valores muito baixos como 1,9 e valores máximos de 72,5 (TABELA 13). Conferir dados de CN

TABELA 13 Fases e respectivas percentagens de Carbono e de Nitrogênio e Razão C/N do testemunho LPTIV

Fases Prof. (cm) Carbono (COT) Nitrogênio (%N) Relação C/N Max min Média Max Min Média Max min Média

IIIa 15 ao topo 22,69 5,55 9,85 1,93 0,85 1,39 25,94 9,25 21,43

IIIb 15 a 28 8,51 3,56 6,50 1,22 0,10 0,41 31,71 4,46 16,32

II 28 a 52 3,39 2,40 2,72 0,15 0,08 0,12 40,86 1,87 12,71

Ib 62 a 52 15,74 4,24 10,10 0,13 0,07 0,09 46,25 9,42 26,13

Ia 83 a 62 20,53 15,03 17,67 0,09 0,05 0,07 72,50 41,50 52,60

5.3.4.2. Concentração de carbono total (C%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e determinação dos isótopos δ13C e δ15N

A composição isotópica de carbono e nitrogênio possibilita a determinação das diferentes fontes da matéria orgânica presente no sedimento (δ13C) especialmente quando analisadas em conjunto com a Razão C/N, assim como permite identificar alterações na disponibilidade de nutrientes (δ15N) (MEYERS, 2003).

O δ13C ao longo do testemunho LPTIV apresentou variação com valores entre –34 e -26‰, sendo que na fácies arenosa (II) a média foi -26,95‰.

A composição isotópica de nitrogênio (δ15N) variou ao longo de todo o perfil. Seus valores oscilaram entre 1,39 e 3,41, com média de 2,40.

Os valores mostram uma origem mista de matérial orgânico vegetal de espécies

91

com metabolismo do tipo C3 e matérial algal

FIGURA 32 Diagrama da Razão C/N em função dos valores de δ13C proposto por Meyers (MEYERS, 2003), mostrando correlações do testemunho LPTIV (em vermelho, destaque em azul para 20 a 13 cm e entre 56 a 33 cm, compreendem interseções fase IIIa e Ib, respectivamente).

5.3.5. Concentrações de Metais

5.3.5.1. Concentrações dos Metais e do Arsenio pelo método EPA3051

Para a derterminação dos elementos foi utilizada abertura segundo o método EPA 3051 modificado (9mL de ácido nítrico e 3mL de ácido clorídrico) (disponível em http://www.epa.gov/osw/hazard/testmethods/sw846/pdfs/3051a.pdf) puderam-se obter as concentrações dos metais alumínio (Al), bário (Ba), Cádmio (Cd), cobalto (Co), cromo (Cr), cobre (Cu), ferro (Fe), manganês (Mn), níquel (Ni), fósforo (P), chumbo (Ob), titânio (Ti), vanádio (va) e zinco (Zn). Os valores de máximo, mínimo e a média se encontram na TABELA 14. TABELA 14 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT IV

EPA 3051 Al Ba Cd Co Cr Cu Fe Mn Ni P Pb Ti V Zn

92

Maximo 4720 934 5,3 5,1 45 180,0 105875 49 10,90 13962 991 1488 749 749Mínimo 2560 110 1,7 1,9 22 5,4 40395 20 0,11 4226 280 1012 341 107Media 3284 326 3,7 3,4 31 21,3 80605 32 2,96 8857 583 1239 490 285

5.3.5.2. Metais EPA 3052

As concentrações de metais encontradas no testemunho LPTIV apresentam algumas correlações positivas. Os metais em mg/kg As, Ba, Cu, Pb, Se, Ti e V se agrupam, Cr e Ni, Al e Mn, Fe, K e Zn e Cd.

Esses grupos foram agrupados seguindo a análise de correlação simples realizada no Statistica. (TABELA 15).

TABELA 15 Correlação dos os metais traço do testemunho LPTIV extraídos pelo método EPA 3052

BA

0,18 Cd

0,13 0,04 Cr

0,77 -0,12 0,36 Cu

0,23 -0,10 -0,08 0,51 K

0,47 0,03 0,27 0,74 0,82 Mn

-0,04 -0,07 0,94 0,19 -0,13 0,11 Ni

0,95 0,17 0,12 0,72 0,24 0,47 -0,06 Pb

0,67 -0,01 0,33 0,90 0,51 0,67 0,18 0,60 V

-0,12 -0,58 -0,15 0,09 0,33 0,25 -0,08 -0,16 0,01 Zn

0,44 -0,00 0,42 0,76 0,71 0,82 0,27 0,36 0,78 0,06 Al

-0,15 -0,13 -0,24 0,16 0,80 0,64 -0,23 -0,16 0,13 0,42 0,47 Fe

0,74 -0,07 0,51 0,96 0,33 0,64 0,33 0,68 0,86 -0,02 0,72 -0,02 Ti

0,81 -0,08 0,41 0,97 0,36 0,64 0,23 0,75 0,85 0,02 0,67 -0,00 0,99 As

0,60 -0,23 0,26 0,81 0,34 0,47 0,21 0,57 0,77 0,04 0,45 0,00 0,75 0,78 Se

Os dados em negrito foram considerados significativos pelo programa Statistica

(p<0,01) e os negrito caixa laranja, os selecionados a partir da análise dos gráficos de dispersão na FIGURA 33.

93

FIGURA 33 Análise de Correlação entre os metais extraídos do testemunho LPT IV pelo método EPA 3052

FIGURA 34 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT IV

Argila Orgânica 10YR 3/1

Argila Orgânica 10YR 4/6

Argila Orgânica 2.5 YR 4/2

Areia 10 YR 3/4

Areia 10YR 3/3

Areia 10 YR 4/6

Argila 10 YR 2/2Argila 2.5 YR 3/2Argila 10 YR 2/2

Argila 10 YR 2/2

Argila 2.5 YR 3/2Argila 10 YR 2/2Argila 2.5 YR 3/2

Idade anos BP14C

4330 +- 210

4800 +- 200

9900 +- 270

4430 +- 180

10650 +- 180

18420 +-510

21400 +-810

18020 +- 48518410 +- 275

17850 +- 210

30845 +-51034080 +-640

35180 +- 680

17410 +- 155

25690 +- 950

36610 +- 78041360 +-1060

34740 +- 690

Prof (cm)

0 5 10

15

20

25

0 1,0 1,5

Densidade aparente(g/cm3)

Granulometria (%)

50 100

Silte (%) Argila (%)

50

Goetita (%)

0

5

15

25

35

45

55

65

75

δ13C

-35-30

C/N

50

% COT

15 100

% N

0 1 2

15δ N

2 3

LPT IV

2m

3 m

2 m

3 m

27 m

0 50

Escala (m)

LPT IV

0º17’08’’

0º17’09’’

- 66º40’30’’- 66º40’40’’

51

52

53

54

55

56

57

58

5

Carbono (%)

0 10 20 30

Nitrogenio (%)

0 1

C/N0 20 40 60

0 5 10

15

20

25

0

5

15

25

35

45

55

65

75

Al (%)

0 0,2 0,4

Ba (mg/Kg)

0 500 1000

Cd (mg/Kg)

0 2 4 6

Co (mg/Kg)

0 2 4 6

Cr (mg/Kg)

0 20 40 60

Cu (mg/Kg)

0 100 200

Fe (%)

0 5 10 15

Mn (mg/Kg)

0 20 40 60

P (%)

0 0,5 1 1,5

Ti (%)

0 0,1 0,2

V (mg/Kg)

0 500 1000

Zn (mg/Kg)

0 500 1000

Pb (mg/Kg)

0 500 1000 1500

95

5.4. LPT V

Esse testemunho possui 113 cm, foi coletado a uma profundidade de 2,8m.

5.4.1. Radiografia

A radiografia do testemunho demonstra uma clara separação em três fases claras: da base até 42,2 cm, entre 42,2 e 40,7 cm e de 40,7 ao topo do testemunho. A TABELA 16 descreve cada uma das fases com relação aos níveis de cinza.

A utilização do raios-X baseia-se na propriedade destes serem mais absorvidos por minerais silicosos do que pela matéria orgânica. (Cordeiro, 2000).

TABELA 16 Fases do testemunho LPTV baseando nos resultados da Radiografia e as respectivas Médias, Máximo e Mínimo dos níveis de cinza.

Fases Prof. (cm) Média Máximo Mínimo Observação III 3,0 a 40,7 87 98 74 Provável região com menos

silte (minerais) e maior quantidade de carbono orgânico

II 40,7 a 42,2 173 207 114 Região pobre em material orgânico

I 42,2 a 112,6 137 154 113 Coloração intermediaria entre as outras duas fases

96

FIGURA 35 Gráfico representando os níveis de cinza e radiografia do testemunho LPTV em relação à profundidade (cm).

5.4.2. Descrição das Fáceis Sedimentares

Variações faciológicas estão representadas na figura e descritas na tabela. De uma maneira geral, não foram encontrados macrorestos vegetais no testemunho como galhos e raízes.

Niveis de Cinza

Pro

f (cm)

III

III

515

2535

4555

6575

8595

105115

100

200

97

Dentre as fácies descritas, uma se destaca, marcada por conter pouca matéria orgânica e de uma coloração amarela escura, com uma aparência argilosa compacta. O resto do testemunho é marcado com um matérial orgânico escuro, mas compactado na base e com um teor de água maior no topo, corroborando com os resultados da radiografia da divisão das três fases.

No entanto, a parte mais escura da radiografia é a que apresenta menor concentração de matéria orgânica a se julgar pela coloração amarelo amarronzado .

TABELA 17 Descrição do testemunho LPTV segundo o Mapa de Munssel

Prof. (cm) Descrição Código do mapa de Munssel

0 a 2 Argila ferruginosa oxidada, com um buraco

2 a 10 Argila cinza 10YR 2/110 a 21 Argila cinza escura 10YR 2 21 a 28 Argila marrom 10YR 3/1

28 a 33,5 Argila cinza 10YR 2/133,5 a 37 Argila marrom 10YR 3/137 a 42 Argila amarela

amarronzada com fragmentos escuros

5YR 7/2 com 10YR 4/6

42 Argila marrom clara42 a 49 Contato nítido

discordante10YR 3/1

49 a 56 Argila marrom 10YR 3/256 a 89 Argila marrom com

laminações claras e escuras

10YR 3/1 e 3/2

89 a 105 Argila marrom com laminações claras e escuras maiores

10YR 3/1 e 3/2

105 a 115 Argila plástica 10YR 3/1

5.4.3. Datações radiocarbonicas (14C) e Calibrações

O testemunho LPTV apresenta uma idade aproximada de 45,500 anos 14C AP.

98

Para a calibração das idades 14C não foi possível utilizar o programa CALIB 5.0.2, pois algumas amostras possuem datações maiores do que 20600 anos 14C AP.

A TABELA 18 apresenta as idades radiométricas e calibradas de diferentes formas (CALIB 5.0.2; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) nas diferentes profundidades do testemunho LPTV.

Para esse testemunho foram feitas sete datações radiométricas e não apresentando nenhuma inversão entre as camadas ou outlier. Consequentemente, o modelo de idade em função da profundidade utilizou todas as amostras.

TABELA 18 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as sete amostras do testemunho LPT V

Ref.

Prof. (cm)

14C

Desvio

Idades Calibradas por diferentes métodos (anos cal AP) e modelos

linear polinomialCALIB 5.0.2

Hughen et al., 2004

Bard, 1998

Beta-118630 5.0-8.0 9430 70 11190 10375 10888 Beta-118631 32.0-35.0 12420 90 14400 14580 14547 AA57994 37-38 12595 61 14890 14960 14760 AA57995 40,0-41,0 16939 89 20050 19990 19975 Beta-118632 44.0-46.0 29080 290 33080 33949 Beta-118633 66.0-68.0 38790 840 41770 44486 Beta-118634 106.0-108.0 45480 1300 45280 51415

O gráfico representado mostra as datações calibradas (rosa, azul e amarelo)

(FIGURA 36). Com relação às idades calibradas a discrepância ocorre após a datação radiométrica datada em 38790 anos 14C AP, na profundidade média de 67cm, devido a diferentes projeções propostas por cada modelo.

99

Datações 14C & Calibradas

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

9000 14000 19000 24000 29000 34000 39000 44000

Idades

Prof

undi

dade

(cm

)

Idade 14C

Hughen etal., 2004

CALIB5.0.2

Bard, 1998

FIGURA 36 Relações entre datações radiométricas (14C) e calibradas (Calib 5.0.2; equação polinomial proposta por Bard, 1998 e calibração utilizando dados de Cariaco basin vs. GISP2 publicados em Hughen et al., 2004).

5.4.4. Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas.

5.4.4.1. Determinação do teor de água e Densidade

Os valores de densidade e teor de água apresentam as mesmas fases descritas até o presente momento, indicando a clara mudança na qualidade do matérial depositado, na fase intermediária quando comparada com as outras.

O teor de água do testemunho LPTV apresentou-se extremamente elevado, com média de 80% na base e no topo, chegando a quase 90% em alguns pontos. Porém, entre as profundidades 40,7 a 42,2 cm é possível observar uma queda desse valor, chegando a 57%. A partir desta profundidade, o teor de água começa a aumentar, até ao final do testemunho, fato que corrobora com uma granulometria com mais matéria orgânica, descrito mais adiante.

As fases I e III são as que apresentam a menor densidade aparente com relação a todo o perfil, este evento deve-se ao menor teor em água. O oposto também se observa, correspondendo a fase II, onde o teor de água é menor, logo, a densidade aparente é maior (TABELA 19).

TABELA 19 Fases e respectivas percentagens de Teor de Água (%) e Densidade Aparente (g/cm³) do testemunho LPT V.

100

Prof. (cm) Dens. Aparente (g/cm³)

Teor em água (%)

Observações

Fase III 3,0 a 40,7 0.104 a 0.222 75,1 a 87,7 Fase menos compactada com teor médio pouco superior a base do testemunho

Fase II 40,7 a 42,2 0,518 a 0,706 63,2 a 56,2 Fase mais compactada com menor teor de água

Fase I 42,2 a 112,6 0,179 a 0,323 81,5 e 70,2 Densidade diminui levemente ao longo da fase em direção ao topo, com um aumento brusco de densidade na fácies amarelo amarronzada.

5.4.4.2. Mineralogia

Com relação à mineralogia só foi quantificado a goetita que se apresentou nas análises de difratometria de raios-X (DRX) do testemunho LPTIV sempre presente. Como se pode observar a goetita é um mineral bastante presente em todo o perfil mineralógico do testemunho LPTV, com uma média de 29,5%.

5.4.5. Geoquímica da Matéria Orgânica e Pigmentos

5.4.5.1. Matéria Orgânica Total (COT ou %C), Nitrogênio Total (N%), relação carbono e nitrogênio (relação C/N) e Fluxo de carbono

Ao longo do testemunho LPTV, a concentração de carbônico orgânico total (COT, ou %C) variou entre 3% a 42%, podendo ser dividido em no mínimo nas três fases anteriormente apresentadas. A unidade litológica amarelo amarronzada é a fase com menor concentração de COT, com média de 3,88%, variando entre 5,08% e 3,07%. Os níveis de COT começam a aumentar gradualmente após este período.

Os valores de nitrogênio total apresentaram-se de forma semelhante ao COT, com valores mais altos no topo do perfil. Pode-se observar uma tendência ao aumento da percentagem de nitrogênio da base em direção ao topo. Com um decréscimo de percentagem na fácies sedimentológica amarelada.

Os valores da razão C/N são freqüentemente utilizados para distinguir a origem da matéria orgânica como algal ou de plantas vasculares (Meyers, 1994; Meyers, 1997; Meyers, 2003).

101

A Razão C/N desse testemunho apresenta valores altos, com média 26,5, com um mínimo de 19,7. Segundo Meyers (1994, 2003) este valor é indicativo da presença predominante de plantas vasculares, indicando que a matéria orgânica ´preservada no lago é predominantemente arbórea.

TABELA 20 Fases e respectivas percentagens de Carbono e de Nitrogênio e Razão C/N

Prof. (cm) Carbono (%C ou COT) Nitrogênio (%N) Relação C/N Max min Média Max min Média Max min Média

3,0 a 40,7 42,81 15,51 35,97 2,01 0,71 1,62 27,35 19,68 22,21

40,7 a 42,2 5,07 3,06 3,88 0,24 0,13 0,17 23,80 21,06 22,33

42,2 a 112,6 25,19 12,91 19,38 0,87 0,45 0,67 34,56 26,24 28,99

A fácies amarelo amarronzada se destaca com relação a percentagens de carbono

e nitrogênio, por serem bem mais baixas quando comparadas ao resto do testemunho. O que pode significar uma diminuição no aporte de material autóctone, ou a ocorrência de eventos que tenham permitido a oxidação da matéria orgânica. No entanto, durante esse período a Razão C/N permaneceu alta, o que indica que possivelmente não houve mudança de origem da matéria orgânica.

5.4.5.2. Determinação dos isótopos δ13C e δ15N

A composição isotópica de carbono e nitrogênio possibilita a determinação das diferentes fontes da matéria orgânica presente no sedimento (δ13C) especialmente quando analisadas em conjunto com a Razão C/N, assim como permite reconstruir taxas de produtividade e identificar alterações na disponibilidade de nutrientes (δ15N) (MEYERS, 2003).

102

FIGURA 37 : Diagrama da Razão C/N em função dos valores de δ13C proposto por Meyers (2003), mostrando a diferenciação das fácies no testemunho LPTV (amarelo da base a 42,2 cm, azul entre 42,2 a 40,7 cm e vermelho do 40,7 cm ao topo).

Como mostra a figura, o δ13C ao longo do testemunho LPTV apresentou variação significativa, com valores entre –35 e -26. Durante a fase II (fácies amarelo amarronzada - 42,2 a 40,7 cm) é claramente observável que os valores tornam-se menos negativos, em torno de -28. Estes valores mostram uma origem predominante de matérial orgânico vegetal de espécies com metabolismo do tipo C3 ou uma maior influência nesta fase de mateira orgânica de origem algal, diluindo o sinal das plantas C4.

A composição isotópica de nitrogênio (δ15N) variou ao longo de todo o perfil. Seus valores oscilaram entre -0,75 e 2,27, com média de 1,33, os valores excepcionalmente baixos (entre -0,75 a-0,12) são encontrados na profundidade 22 a 33,5cm, e média de -0,39.

5.4.5.3. Microcarvões e Black Carbon

Na região Amazônica o material proveniente da queima de biomassa é levado por correntes convectivas até a alta atmosfera (GARSTANG et al., 1988) onde ocorre a dispersão deste matérial por longas distâncias. As partículas de diferentes tamanhos são

103

dispersas por diferentes distâncias, enquanto as menores são carregadas por longas distancias as maiores tendem a se depositar mais rapidamente. Sendo, portanto, a análise do tamanho das partículas um bom indicador da distância entre as áreas de fonte e a receptora.

No entanto, as concentrações médias encontradas carbono grafítico ou black carbon variaram consideravelmente (FIGURA 38).

FIGURA 38 Perfil do testemunho LPT V com dados de Black Carbon (Carbono Grafítico).

5.4.6. Concentrações de Metais

5.4.6.1. Metais Extração pelo método EPA 3051A

A partir da técnica utilizada de abertura segundo o método EPA 3051 modificado puderam-se obter as concentrações dos metais alumínio (Al), bário (Ba), Cádmio (Cd), cobalto (Co), cromo (Cr), cobre (Cu), ferro (Fe), manganês (Mn), níquel (Ni), fósforo (P), chumbo (Ob), titânio (Ti), vanádio (va) e zinco (Zn) cujos resultados estão expressos graficamente e os valores de máximo, mínimo e a média se encontram na tabela a seguir.

104

TABELA 21 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT V

EPA 3051 Al Ba Cd Co Cr Cu Fe Mn Ni P Pb Ti V Zn Máximo 4723 929 5 5 42 179 105346 49 7 13892 971 1796 786 749Mínimo 2601 130 2 2 21 6 40193 23 0 5254 282 1062 358 107Media 3499 317 3 3 31 18 73044 33 2 9312 597 1352 592 212

Os valores máximos dos elementos Bário (929 mg/kg), Cobre (179 mg/kg) e Zinco

(749 mg/kg) coincidiram com as fase amarelo amarronzada do testemunho LPT V.

105

FIGURA 39 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT V

PIG 667

0 0,1

PIG 3500 0,5 1 1,5

PIG 410

0,5 1

PIG 4480 0,2 0,4 0,6 0,3

Carotenoides 4480,0 0,5 1,0 1,5

PIG 4800,2 0,4

PIG 5100 0,1 0,20,6

5

15

25

35

45

55

65

75

85

95

105

115

5

15

25

35

45

55

65

75

85

95

105

115

Al (%)

0,25 0,5

Ba (mg/kg)

0 500 1000

Cd (mg/kg)

0 2,5 5

Co(mg/kg)

0 5

Cr(mg/kg)

20 50

Cu(mg/kg)

0 100 200

Fe %( )

0 10 20

Mn(mg/kg)

0 50

Pb(mg/kg)0 1000

Ti %( )0 0,1 0,2

V(mg/kg)500 1000

Zn(mg/kg)0 500 1000

%C0 20 40

N %0 1 2

C/N20 30

N-150 2

C13-30-35

Goetita (%)0 20 40 60

5

15

25

35

45

55

65

75

85

95

105

115

60 80

Teor de Água (%)

0.1 0.3 0.5 0.7

Densidade (g.cm)

LPT V

Media BC

0 5 10

5

15

25

35

45

55

65

75

85

95

105

115

2m

3 m

2 m

3 m

27 m

0 50

Escala (m)

LPT V

0º17’08’’

0º17’09’’

- 66º40’30’’- 66º40’40’’

Argila Ferruginosa Oxidada

Argila Cinza 10YR 2/1

Argila cinza escura 10YR 2

Argila Marrom 10YR 3/1Argila Cinza 10YR 2/1Argila Marrom 10 YR 3/1Argila Marrrom Clara c/ lente de fragmentos escuros 10 YR 4/6Argila Marrom Clara 10yr 4/6

Argila Marrom 10YR 3/1

Argila Marrom c/ laminações claras e escuras (10YR 3/1 e 3/2)

Presença de grandes laminações

Argila Plástica 10YR 3/1

Argila Marrom menos escuras 10 YR3/2

5

15

25

35

45

55

65

75

85

95

105

115

9430 +- 70

12420 +- 9012595 +- 61

16939 +- 89

29080 +- 290

38790 +-840

45480 +-1300

Idade C AP14

Prof (cm)

35 500

106

5.5. LPT VI

O testemunho está localizado no alvéolo mais ao norte da Lagoa da Pata, que possui dois pontos de conexão um mais com a bacia principal e outro com o alvéolo central. O testemunho LPT VI possui 73 cm foi coletados a 2,5m de profundidade (66º40’37,5’’W 0º17’09,4’’N).

5.5.1. Fáceis Sedimentares

O testemunho apresentou quatro fácies litológicas básicas: no topo uma argila mais orgânica (5 a 25 cm), seguida ainda por uma argila orgânica porem com a presença de nódulos pequenos (25 a 40,5 cm), uma terceira fácies formada por uma argila mais avermelhada (possivelmente influência das concentrações de ferro (50,5 a 58,5cm) apresentando nódulos de argila maiores, e uma última fácies na base do testemunho caracterizada por uma argila mais compacta, bastante orgânica sem a presença de nódulos (58,5 a 73 cm).

5.5.2. Datações radiocarbônicas (14C) e Calibrações

As analises que estimaram a idade cronológica do perfil sedimentar pelo método radiocarbônico foram devidamente calibradas, os resultados analíticos estão na TABELA 22. é importante salientar que as calibrações realizadas com o CALIB 5.0.2 (até 21,000 anos 14C AP). Apesar da pequena diferença quando comparada com as outras calibrações, é a mais acurada. O que significa que calibrações realizadas para além desta idade cronológica pode atribuir um grau de incerteza aos resultados convencionais (Gomes, 2000).

Destaca-se também que as idade calibradas não são dadas por uma barra de erro, mas por um intervalo de tempo, ou seja, o evento pode ter ocorrido em qualquer momento dentro daquele intervalo, e com a necessidade de calcular a taxa de sedimentação e os fluxos faz se necessário um valor único, que aqui corresponde ao valor médio.

As datações deste testemunho se mostraram insuficientes para a correta delimitação cronológica das fácies litológicas, pois possui um pequeno número de amostras e uma aparente inversão, ficando indicada a necessidade de pelo menos outras duas datações nas profundidades próximas aos limites litológicos inferior (63cm) e superior (45cm) a inversão. Sendo por tanto considerado para a discussão dos dados neste trabalho o limite litológico de 40,5cm o que corresponde a 12800 anos cal AP

107

aproximadamente

TABELA 22 Idades radiocarbônicas (14C) e Calibradas (Calib 5.02; Bard, 1998 e Hughen et al., 2004) para as amostras do testemunho LPT VI, Brasil

Ref.

Prof. (cm)

Idade anos 14C

AP

Desvio

Idades Calibradas por diferentes métodos (anos cal AP) e modelos

linear polinomialCALIB 5.0.2 Hughen et al.,

2004 Bard, 1998

11 1055 35 970 973 352,1749

33,5 9140 60 10250 9952 10530,27

ANU 39,5 10800 600 12800 12784 12571,29

58,2 32480 620 XXX 37412 37703,06

ANU 68,7 21000 600 25400 24078 24748,04

5.5.3. Características Físicas, Granulométricas e Mineralógicas.

5.5.3.1. Determinação do Teor de Água e Densidade Aparente

O teor de água pode variar devido à processos de bioturbação, taxa de sedimentação, qualidade dos materiais sedimentares (p.ex. granulometria / variação entre material clástico e detrítico), grau de compactação e variação conforme o tempo (Hakanson & Janson, 1983).

Os teores de água medidos no testemunho LPT VI estão expressos graficamente. Apresentando teor médio de 39,6 ± 16,1%. Sendo o valor máximo de 78,6% encontrado na profundidade de 8,3 cm (850 anos cal AP), e o mínimo de 21,9% em 44,8 cm.

O teor de água tendeu a aumentar da base em direção ao topo, com valores crescentes de 25 cm (25%) para valores próximos a 80% no topo.

A densidade aparente é indiretamente relacionada à porosidade do sedimento. Esta pode ser influênciada principalmente pelo processo de sedimentação (aumento da compressão das camadas superpostas, ocasionando um aumento da densidade com a profundidade) e alterações na qualidade do sedimento (Crusius & Anderson, 1991). Sendo inversamente proporcional ao teor de água.

O valor médio de densidade aparente no testemunho LPT VI foi de 0,66±0,21 g.cm-

3, máximo de 0,97 g.cm-3 (58,2 cm) e mínimo de 0,18 g.cm-3 (6,1cm). A densidade aparente diminuiu ao longo de todo o perfil, com uma diminuição mais intensa na região do topo.

108

5.5.3.2. Mineralogia

A quantificação da goetita expressa graficamente, com uma média de 44,5%. Observam-se variações de concentração ao longo de todo o testemunho, com

mínimo de 15% (na profundidade de 9 cm) o máximo de 90% de goetita (em 41,5 cm).

5.5.4. Geoquímica da Matéria Orgânica

5.5.4.1. Matéria Orgânica Total (COT), Nitrogênio Total (N%) e Razão C/N

A distribuição dos percentuais de COT e da Razão C/N estão expressas graficamente. O valor máximo de COT encontrado no perfil sedimentar foi de 35,3% (no topo do testemunho) e o mínimo de 1,6% foi encontrado na parte média do testemunho. No entanto, os valores de COT apresentaram incremento a partir de 20cm.

TABELA 23 Máximo, mínimo e média para Carbono (COT), Nitrogênio(N%) e Razão C/N encontrados no testemunho LPT VI

COT % N % Razão C/N Maximo 35,32 1,93 37,47 Mínimo 1,62 0,05 9,35 Média 7,15 0,37 25,30

A razão C/N apresentou valores médios de 30 e uma pequena tendência à

decréscimo em direção ao topo do testemunho.

5.5.5. Concentrações de Metais

5.5.5.1. Mercúrio (Hg)

Os valores médios encontrados para as concentrações de mercúrio ao londo do perfil do LPT VI foi de 255 ± 142 ng.g-1; máximo de 629 ng.g-1 (28,4cm) e mínimo 124 ng.g-1 (17,1 cm).

Na região do Amapá, Amazônia brasileira, elevadas concentrações de mercúrio (100–300 µg.kg-1) encontradas no solo estavam em acordo com as de ferro. O mesmo trabalho também apresentou correlações desses dois metais com os minerais goetita e quartzo (De Oliveira et al., 2001).

Neste trabalho, observou-se uma tendência da diminuição da concentração de ferro nos últimos 12,000 anos o que se também foi observado para os percentuais de

109

goetita (seta vermelha). Com relação ao mercúrio, observa-se uma oposição de tendências com relação a goetita (como pode ser observado na figura a seguir).

FIGURA 40 Gráfico das concentrações de ferro (mg/kg), Goetita (%) e Mercúrio total (ng/g) ao longo do testemunho LPT VI com relação a profundidade (cm).

5.5.5.2. Metais e Arsênio – Método de Abertura EPA 3051A

A partir da técnica utilizada de abertura segundo o método EPA 3051 modificado puderam-se obter as concentrações dos metais alumínio (Al), bário (Ba), Cádmio (Cd), cobalto (Co), cromo (Cr), cobre (Cu), ferro (Fe), manganês (Mn), níquel (Ni), fósforo (P), chumbo (Pb), titânio (Ti), vanádio (V) e zinco (Zn) cujos resultados estão expressos graficamente na figura a seguir e os valores de máximos, mínimos e média se encontram na tabela a seguir. TABELA 24 Valores de Máximo, Mínimo e Média (mg/kg) dos metais extraídos por EPA 3051A do perfil sedimentar do testemunho LPT VI Al Ba Cd Co Cr Cu Fe Mn Ni P Pb Ti V Zn

Máx 4928 424 6,3 3,7 48 134,0 112882 56,1 5,34 35502 2282 2122 720 239Mín 2211 128 0,3 1,9 13 1,6 8437 22,0 0,14 7274 420 943 172 70,8Média 3940 331 3,6 2,8 34 18,1 83386 40,4 1,81 18869 1167 1401 572 166,4

(mg/kg)

110

FIGURA 41 Gráficos Integrados dos resultados apresentados para o testemunho LPT VI

Prof (cm)

5

15

25

35

45

73

55

65

Al(mg/kg)

0 2000 4000

Ba(mg/kg)

0 500

Cd(mg/kg)0 5 10

Co(mg/kg)0 2 4

Cr(mg/kg)

0 20 40 60

Cu(mg/kg)0 100 200

Fe(mg/kg)0 50000 100000 150000

Mn(mg/kg)

10 30 50 70 0

Pb(mg/kg)

2000 4000

Ti(mg/kg)

0 2000 4000

V(mg/kg)

0 500

Zn(mg/kg)

50 150 250

Prof (cm)

5

15

25

35

45

73

55

65

Idade C BP14

Vazio

1055 +- 35

9140 +- 60

10800 +- 600

32480 +- 620

21000 +- 600

Prof (cm)

Vazio

5

15

25

35

45

73

55

65

Densidade Aparente(g/cm3)0,5 1,0

%H2O

50 100

Nitrogenio(%)

1 2COT (%)

10 30

C/N

0 20

Goetita (%)

50 100

Hg (ng/g)

200 400 600

2m

3 m

2 m

3 m

27 m

0 50

Escala (m)

LPT VI

0º17’08’’

0º17’09’’

- 66º40’30’’- 66º40’40’’

Vazio

LPT VI

111

6. Discussão

Foi observado que os registros sedimentares estudados apresentaram características individuais muito especificas, embora possuíssem comprimentos próximos. Entretanto, semelhanças observadas na configuração litológica dos testemunhos corroboram para que estes sejam correlacionados quanto a eventos geológicos, combinadas as litografias propõe-se uma cronologia para o lago. As análises revelaram um regime deposicional diferente para cada parte do lago que pode ser correlacionado a diferenças na hidrodinâmica e na morfologia.

É importante ressaltar que as idades estão apresentadas em idade cronológica (anos 14C AP) e calibrada (anos cal AP). Utilizou-se o CALIB 5.0.2 até 18000 anos 14C AP e entre 21 e 40 ka 14C AP a curva proposta por Hughen et al., 2004, enquanto que idades superiores a 40 ka 14C AP não foram discutidas.

Com base nos resultados apresentados no capítulo anterior destacaram-se cinco eventos estratigráficos (FIGURA 43 e FIGURA 42):

I. Na base dos testemunhos LPT III, IV e V, uma camada de argila compacta e rica em matéria orgânica, datações superiores a 40000 anos 14C AP.

II. Camada argilosa que precede a fácies alaranjada bastante característica nos testemunhos LPT III, IV e V. Apresenta caráter de “interrupção” em função de sua inclinação. Datada entre 30000 e 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP).

III. Fácies amarela alaranjada aparece claramente destacada nos testemunhos LPT III, IV e V. Apresenta inclinação e se localiza entre duas camadas mais orgânicas. Nos testemunhos LPT III e IV, ela é formada por nódulos de argila. Datada de 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300 anos cal AP).

IV. Período compreendido de 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), coincide com o Younger Dryas (12800 a 11500 anos AP). Sucede a camada de coloração laranja-avermelhada presente nos testemunhos LPTIII, IV e V.

V. No topo dos testemunhos LPTIII e IV, uma região mais argilosa rica em matéria orgânica datada de 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP).

6.1. Fácies Sedimentares

Os testemunhos LPTIII, LPTIV e LPTV possuem uma de suas fácies bem

112

destacada (em laranja na FIGURA 42). No testemunho LPTIII, se descreveu a região central (42,5 e 16,5 cm) como argila “arenosa”; no LPTIV região (28 a 63 cm) conhecida como “areia” e no LPTV a camada de coloração amarela escura possui aparência argilosa compacta (36,5 a 42 cm). No testemunho LPTVI não foi encontrada nenhuma fase “semelhante” a essas com relação à descrição sedimentar.

113

FIGURA 42 Comparação entre a estratigrafia dos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque.

114

FIGURA 43 Estratigrafia condensada dos testemunhos (LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI) retirados na Lagoa da Pata, AM destacados os cinco eventos estratigráficos do Pleistoceno Tardio e ao Holoceno

Essa fácies se caracteriza por baixa concentração de matéria orgânica, baixo teor

de água e densidade aparente mais alta. Camada descrita como argila amarela nodular por Bush e colaboradores (2004) ,

presente entre 83 e 63 cm em testemunho retirado na Lagoa da Pata (FIGURA 44) possui características idênticas a apresentada no presente trabalho.

Marcadamente a presença dessa fácies de idade mais recente (de 22000 a 18000 anos 14C AP) do que a fácies anterior (30000 e 25000 anos 14C AP) pode indicar um evento erosivo (dada à característica de inclinação das camadas), um hiato de sedimentação, ou ainda, baixíssimas taxas de sedimentação associadas a períodos de seca (entorno de 18000 anos 14C AP).

Todas as hipóteses, no entanto, apontam para um menor índice pluviométrico. Os resultados discutidos a seguir corroboram para que essa diminuição da precipitação seja relacionada a eventos de chuvas torrenciais espaçadas por períodos secos prolongados, com níveis do lago mais baixos. As diferenças de inclinação do leito e profundidade entre os alvéolos e a bacia proporcionam microambientes e condições físico-químicas especificas para cada região do lago, o que se reflete em diferenças nos testemunhos.

115

FIGURA 44 Testemunho da Lagoa da Pata (modificado de Bush et al., 2004).

Esse período de transição Pleistoceno– Holoceno datado de 18000 anos 14C AP

(20000 anos cal AP), época relativa ao Último Glacial Máximo, vem sendo intensamente

116

trabalhado por diversos autores (Anhuf et al., 2006; Turcq et al., 2002; Heine, 2000; Behling, 1998; Ledru et al., 1998). Sendo que a teoria do Refugio na Amazônia é ainda uma base de discussão especialmente devido aos inúmeros trabalhos de paleo utilizando pólen na região (Absy et al. 1991; Colinvaux et al. 1996; Mayle et al. 2000; Toledo & Bush, 2009; Colinvaux & De Oliveira, 2001; Bush et al. 2004).

6.2. Características Mineralógicas dos sedimentos

As fases caracterizadas pela estratigrafia apresentam correlações com as variações de concentrações de goetita descritas (FIGURA 46). Segundo Nagano e colaboradores (1992), a coloração do sedimento de amarelo a marrom varia com as concentrações de goetita no mesmo.

Esse óxido hidróxido de ferro (Fe+3) se forma quando ocorrem concentrações de oxigênio mais elevadas (meio oxidante), o que se correlaciona a níveis mais baixos do lago.

Até 36000 anos cal AP (antes do último glacial máximo), as concentrações de goetita permaneceram mais ou menos constante. Entre 34550 a 29000 anos cal AP (30000 a 25000 anos 14C AP) as concentrações de goetita ficam cada vez mais altas, o que aponta para o inicio de uma redução do nível do lago.

A fase de maiores concentrações desse mineral coincide com a fase estratigraficamente definida como argila nodular, possuindo um pico claro de goetita entre 13840 a 11400 anos cal AP (fase verde). Imediatamente antes dessa fase, correntes de advecções polares alcançam ocasionalmente as baixas latitudes (Ledru et al. 2001), sendo responsável por temperaturas mais frias. O que pode ajudar a explicar as oscilações de presentes entre 21300 e 34530 anos cal AP (fase laranja).

O Último Glacial Máximo é caracterizado por mudanças bruscas de taxa na sedimentação, muitas vezes acompanhada de alteração da composição do sedimento (Ledru et al. 1998). Essa fase é marcada por um hiato de sedimentação em Carajás (13000 a 23000 anos 14C AP) (Sifeddine et al., 2001) e na Laguna Bella Vista (11030 a 38600 anos 14C AP) (Mayle et al., 2000) (FIGURA 45) associada a ausência de deposição de matéria orgânica durante milênios (Ledru et al., 1998).

Na Lagoa da Pata, resultados geoquímicos mostram que a camada de argila nodular está intercalada por ricas camadas orgânicas. Esse nível intermediário pobre em carbono, em teor de água e com alta densidade aparente e percentagens de goetita reflete características de eventos erosivos com chuvas torrenciais diferentes das atuais. Para os testemunhos estudados, as elevadas concentrações de goetita encontradas para

117

o período apontam para uma maior oxigenação do sedimento (em níveis lacustres mais baixos), o que facilitaria a decomposição de qualquer material orgânico depositado (não necessariamente associável a uma diminuição da produtividade primária), em fortes condições erosivas.

FIGURA 45 Testemunhos do Brasil (Carajás CSS2 e Lagoa da Pata) e Colombia (Bella Vista e Chapilin) (modificados de Absy, 1993; Bush et al., 2004; Mayle et al., 2000; Burbridge et al., 2004, respectivamente)

Após esse evento datado, observa-se um falso aumento da produtividade, como

pode-se verificar na FIGURA 48, na medida em que analisando em conjunto percebe-se que a ocorrência da queda dos níveis de COT estão associadas a diminuição do nível do lago, o que dificulta a sua preservação. Com o aumento da precipitação e conseqüentemente a diminuição da formação da goetita (sedimento menos oxigenado) a matéria orgânica passa a ser mais bem preservada, à distância do fundo e da superfície do lago também facilitam o processo de deposição e menor influência de eventos turbulentos (Meyers, 1997; Meyers, 2003).

118

FIGURA 46 Concentrações de goetita nos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP).

Se segue uma fase de variações intensas, possivelmente variações no nível do lago, até a chegada do período entre 5180 a 3750 anos cal AP quando as concentrações começam a diminuir em direção ao topo, o que significa uma fase mais úmida (indicando mudança no sistema hidrológico do ambiente), com um nível do lago mais alto do que as intensas variações encontradas no holoceno médio, relacionadas às secas desse período.

O que sugere, além do resfriamento proposto correlacionado ao aumento do gênero Podocarpus (Colinvaux et al., 1996; Bush et al., 2002; Bush et al., 2004), um nível do lago altamente oscilante e instável durante o pleistoceno tardio (25550 a 21300anos cal AP) essa intensa variação também foi encontrada em outras regiões do globo (Ramrath et al., 1999), variações pluviométricas (Cruz et al., 2006; Velez et al., 2006) e apesar de não interpretados em conjunto com a estratigrafia, os dados de pólen da Lagoa da Pata desta fácies (Bush et al., 2004) também apontam bruscas variações na concentração (FIGURA 47). Esse mesmo período em que se encontra o aumento do

119

gênero Podocarpus evidenciado na Lagoa da Pata (Colinvaux et al. 1996), trabalhos descrevem a presença ou aumento da presença do gênero Alnus também correlacionado a regiões mais frias (Mera e San Juan Bosco – Bush et al. 1990; Lago Surucucho – Colinvaux et al., 1997). Essa indicação de resfriamento da Amazônia é amplamente difundida entre os paleoecologistas terrestres (Van Der Hammen & Hooghiemstra, 2000; Bush et al., 2001; Bush et al., 2002), sendo representada na foz do Rio Amazonas (Haberle & Maslin, 1998).

O período imediatamente anterior a essa fase marca a transição entre glacial e máximo glacial, e então esta fase de argila nodular marca eventos com sazionalidade marcada de entrada de colúvios fortes, com grande carreamento de material da bacia.

FIGURA 47 Concentração de alguns taxa de pólen da Lagoa da Pata (modificado de Bush et al., 2004)

Enquanto que no Peru, Hillyer e colaboradores (2009) indicam para o mesmo período há a predominância de lagos relativamente fundos, mas com bruscas variações de profundidade, indicados pela dominância de Cyclotella stelligera (abundante em águas mais fundas) que alternou com diatomáceas de ambientes mais rasos (Gyrosigma spencerii), o que também indica uma fase com muitas oscilações.

A fase seguinte (12000 a 10000 anos 14C AP / 13840 a 11400 anos cal AP) é marcada por um pico com uma diminuição das concentrações de goetita indicando, possivelmente, um aumento no nível do lago, uma menor oxidação do sedimento e, conseqüentemente, uma menor produção de goetita no sedimento. Esse período de maior

120

precipitação (período mais úmido) também foi descrito em vários outros locais do norte do país: Carajás (Absy, 1993; Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998; Sifeddine et al. 2001; Cordeiro et al. 2008; Turcq et al. 1998; Turcq et al. 2002), Caçó (Jacob et al. 2007; Jacob et al. 2004; Sifeddine et al. 2003; Ledru et al. 2001), Lago Calado (Behling et al. 2001), surgimento do lago Caracaranã (Turcq et al. 2002) e assim como no centro-sul do país na Lagoa Campestre (Ledru et al. 1996), Vale do Rio Icatu (De Oliveira et al. 1999) e Morro de Itapeva (Behling, 1997). Esse evento mais úmido também é descrito na Colômbia (Laguna Angel por Behling & Hooghiemstra, 1998) e na região central dos Andes (Thompson et al., 2000).

Na escala global, esse período conhecido como Younger Dryas se caracteriza por baixas temperaturas (Thompson et al., 2000; Hughen et al., 2000; Thompson et al., 1995; Marchal et al., 1999), no entanto, dados de pólen da região coincidentemente ao período há uma diminuição da presença do gênero Alnus e Podocarpus tipicamente correlacionados há eventos mais frios. No entanto, em algumas regiões como Equador esse período se caracteriza como frio e seco (Heine, 2000) e dados de vazão do Rio Amazonas descrevem uma diminuição de 40% durante esse período (Maslin & Burns, 2000).

No topo do testemunho, a última fase destacada (5180 a 3750 anos cal AP) teve as concentrações de goetita decaindo gradualmente, demonstrando um aumento do nível do lago. Outros lagos e a própria bacia Amazônica se mostram mais úmidos nesse período (Dosseto et al., 2006; Rigsby et al., 2003). A diminuição da presença de polens de savana assim como o aumento da floresta de galeria ou mais úmida representada pelos taxa Mauritiella sp., Myrtaceae, Moraceae e Mauritita sp. indicam um período mais úmido e com maior pluviosidade na Laguna Angel e Sardinhas (Behling &Hooghiemstra, 1998), Lago Fuquene e La Primavera (Hooghiemstra & Van Der Hammen, 1998); Lago Titicaca (Martin et al., 1993), região colombiana de Parano de Palácio e Sabana de Bogotá (Van Der Hammen & Gonzalez, 1960), lago Kumpak (Biu-Liu & Colinvaux, 1988) no mesmo período.

Apresar de bem documentada essa fase mais úmida encontrada na Lagoa da Pata, em outros sítios da América do Sul corresponde a um período mais seco, conhecido como fase seca do Holoceno Médio (Suguio et al., 1998) com ocorrência entre 8500 a 4000 anos sendo descritas em várias regiões: Carajás com aumento do pólen de gramíneas (Absy et al., 1991); no Lago Valencia ampliação dos elementos de savana (Martin et al., 1997) e da percentagem de dolomita (Bradbury et al., 1981); os lagos La Yeguada, Panamá (Bush et al., 1992) e Ayauch, Equador (Bush & Colinvaux, 1988) apresentam níveis do lago mais baixos durante o Holoceno Médio.

Diversas regiões apresentaram aumento ou aparecimento de concentrações de

121

carvão no período determinado: Vale do Rio Icatu (de Oliveira et al., 1999); Laguna Bella Vista (Burbridge et al., 2004); Caracaranã, Água Preta de Baixo (Turcq et al., 2002); Carajás N3 / CSS2 / CSN 93/3 e 93/4 (Turcq et al., 2002; Sifeddine et al., 2001; Cordeiro et al., 2008); Lago Parker (Bush et al., 2007); Cromínia (Salgado-Laboriau et al., 1997); Tapajós (Irion et al., 2006) e Lagoa Curuçá (Behling, 2001) caracterizando eventos climáticos seco, na medida em que, as concentrações deste elemento estão diretamente correlacionadas a eventos de queimadas.

No entanto, variações das concentrações de goetita, especialmente demonstradas pelos testemunhos LPT IV e VI, indicam que mesmo que a vegetação não tenha respondido as variações pluviométricas (Bush et al., 2004), o nível do lago oscilou bastante durante o Holoceno Médio na Região da Lagoa da Pata, porém, comparativamente, é um período mais úmido do que o Último Glacial Máximo .

6.3. Geoquímica da Matéria Orgânica

Os resultados de geoquímica da matéria orgânica serão discutidos de uma forma não linear.

As elevadas concentrações de carbono orgânica na região estão mais claramente demonstradas no testemunho LPTV, na medida em que apenas no período de 25550 a 21300anos cal AP (que corresponde a uma camada de 3 a 4 cm neste testemunho) há uma brusca diminuição da concentração (FIGURA 48) e em seguida ocorre uma brusca subida. De acordo com Turcq e colaboradores (2002), níveis lacustres mais baixos podem se apresentar as concentrações de matéria orgânica menores devido a maior ação oxidativa independente da produtividade.

A III fácies litológica (25550 a 21300anos cal AP) presente nos testemunhos LPT III, IV e V apresentam valores de COT os valores mais baixos de cada perfil (FIGURA 48). Em conjunto com os dados apresentados de goetita e estratigrafia, os baixos valores encontrados podem ser associados a diminuição da freqüência pluviométrica. Nesse período, o lago se encontraria mais raso com eventos espaçados de chuvas torrenciais possibilitando a formação dos nódulos de argila com concentrações de goetita mais altas e oxidação quase que total da matéria orgânica carreada.

122

FIGURA 48 Concentrações de Carbono Orgânico Total (COT%) nos testemunhos LPT III, LPT IV, LPT V e LPT VI com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300 anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP).

Nota-se que (FIGURA 48) a fase com maiores concentrações de goetita, os valores

de carbono orgânico total foram baixíssimos (22000 a 18000 anos 14C AP / 25550 a 21300 anos cal AP). Uma possibilidade seria eventos de tempestades torrenciais intercaladas com períodos mais secos, mantendo o nível do lago bem baixo e em constante remobilização do sedimento facilitando a oxidação da matéria orgânica, assim como por ser um período predominantemente seco com eventos de chuva a produtividade também seria potencialmente mais baixa (período de 28,000 a 24,000 anos 14C AP para Lagoa da Pata por Colinvaux et al., 2000) (FIGURA 49).

123

FIGURA 49 Percentagem e fluxo de pólen arbóreo (AP) na Lagoa da Pata (Colinvaux et al., 2000).

Após essa fase, ocorre um aumento gradual da concentração de matéria orgânica

em direção ao topo, o que reflete um aumento na capacidade de preservação da matéria orgânica (camada do sedimento menos oxidativa e um ambiente de baixa energia o que facilita a preservação desse material). Percebe-se que a percentagem de carbono não responde tão precisamente as variações quanto os dados de goetita.

O aumento da razão C/N encontrada no testemunho LPTV (fácies sedimentar amarela) assim como os picos pigmentares nos comprimentos de onda 350, 410, 448, 480 e 510 nm, corroboram com os resultados apresentados por Bush e colaborados (2004) com relação ao bloom algal de Scenedesmus na mesma camada estratigráfica, no entanto dentre os testemunhos analisados neste trabalho, o LPT V é o único que apresenta esse aumento.

Independente a evidencia de alteração da matéria orgânica durante a sedimentação, a informação sobre a fonte permanece, ou seja, mesmo que a concentração de matéria orgânica diminua a razão C/N e os valores de δ13C não se modificam substancialmente com relação ao inicial (Meyers, 1997). Os dados de δ13C e δ15N apresentam valores mais altos na fácies de argila nodular, sendo as variações bastantes correspondentes (FIGURA 50).

124

FIGURA 50 Concentrações de δ13C e δ15N nos testemunhos LPT IV e LPT V com as cinco fases em destaque 4500 a 3500 anos 14C AP (5180 a 3750 anos cal AP), 12000 a 10000 anos 14C AP (13840 a 11400 anos cal AP), 22000 a 18000 anos 14C AP (25550 a 21300anos cal AP), 30000 a 25000 anos 14C AP (34550 a 29000 anos cal AP) e idades maiores que 40,000 anos 14C AP (> 42600 anos cal AP).

125

7. Conclusão

Dos seis testemunhos coletados na Lagoa da Pata campanha de 1997, apenas quatro foram extensamente analisados e tiveram seus resultados apresentados neste trabalho.

Cada um desses testemunhos apresenta características muito específicas retratando a diversidade de processos e microambientes que podem ocorrer em um mesmo local. No entanto, este trabalho optou por enfocar os eventos ocorridos.

Os testemunhos mostraram que durante o período que precede o Último Glacial Máximo (25550 a 21300anos cal AP) a Lagoa da Pata se encontrou em um dos seus períodos mais secos, apresentando oxidação quase que total da matéria orgânica depositada. Dados de pólen passam a encontrar nesse período o gênero Podocarpus indicando temperaturas mais baixas na região. Características granulométricas, mineralógicas e de geoquímica da matéria orgânica apontam para possíveis eventos de chuvas torrenciais intercaladas por períodos de secas mais prolongadas, sem diminuição drástica da mata florestal ou substituição por elementos de savana.

O período que coincidente com a fase Younger Dryas (fase 13840 a 11400 anos cal AP) se mostrou crescentemente mais úmido permitindo a conservação da matéria orgânica e a diminuição da formação de goetita, corroborando com o aumento do gênero Mauritia e diminuição das concentrações de mercúrio encontradas na Lagoa da Pata. O período seguinte (Holoceno Inicial e Médio) apresentou grandes oscilações no nível do lago, variação percebida pelo estudo mineralógico.

No entanto, nos últimos 5 ka (inicio no período 5180 a 3750 anos cal AP) se observa a alteração do padrão de oscilações, presente no Holoceno Médio, pelo início de uma fase mais úmida.

Durante o processo de estruturação da discussão muitos dos dados produzidos não foram trabalhados a exaustão. No entanto, fica clara a importância da utilização de diferentes marcadores para se realizar uma boa reconstrução paleohidrológica.

126

8. Considerações Finais

No decorrer desta dissertação foi assinalada a importância de se utilizarem

diferentes marcadores para estudos paleoclimáticos, além de uma observação minuciosa

das características da área de estudo, sendo por tanto em caso de nova ida a área de

estudo essencial a medida batimétrica do lago. O emprego de elementos gráficos e

visuais também se mostraram de grande importância durante o processo de análise e

reunião dos dados apresentados, auxiliando a interpretação.

Desse relato foram assinaladas as principais fácies litológicas e costuradas com

outros trabalhos publicados. Sendo ratificada a fase mais seca marcada por chuvas

torrenciais durante o período que precede o Último Glacial Máximo, mesmo na ausência

de mudanças na composição florestal e um Younger Dryas marcadamente mais úmido

que o período anterior para tanto foram utilizadas datações, características

granulométricas e mineralógicas, geoquímica da matéria orgânica (razão C/N, distribuição

dos isótopos estáveis δ13C e δ15N), indicadores de paleoprodutividade derivados de

pigmentos vegetais, estudo de elementos biogênicos indicadores de paleoincêndios e

concentrações de metais.

Para uma composição de dados mais completa e abrangente proponho que o

Quartzo seja quantificado e que haja um aumento da resolução da quantificação da

Goetita especialmente no período Holocênico, bem representado nos testemunhos LPT IV

(entre 5 e 20 cm) e LPT VI (entre 3 e 40 cm).

Com intuito de incluir os dados do LPTVI produzidos (de 40 a 73 cm) na discussão,

sugiro a realização de duas novas datações no testemunho, nas profundidades

aproximadas de 45cm e de 63 cm, com intuito de se verificar a inversão da camada

sedimentar datada 32480 anos 14C AP na profundidade média de 58,2cm.

Fica também a proposta de quantificação dos íons K+, Na+ e Cl- com a finalidade de

se comparar com os dados apresentados por Bush e colaboradores (2004) que sugerem

a variação do potássio associada a mudanças orbitais, o que não pode ser verificado

neste estudo.

127

9. Bibliografia

AB’SÁBER, AN. 2004. A Amazônia: Do Discurso à Práxis. Editora da Universidade de São Paulo, p. 319, 2º edição, São Paulo.

AB’SÁBER, NA. 1982. The paleoclimate and paleoecology of brazilian amazônia In. GT Prance ed., Biological diversification In.the tropics, pg 41-59

ABSY, M. L. & VAN DER HAMMEN, T. 1976. Some palaeoecological data from Rondônia, southern part of the Amazon Basin. Acta Amazonica, Manaus, v. 6, n. 3, p. 293-299.

ABSY, M. L. ; SERVANT, M, A. ; SOUZA, A. C. M. ; MIRANDA, I. P. A. ; MIRANDA, I. S. ; ORLANDO, U. S. . Palynological records of Holocene sediments in the Northern Amazon Basin.. In: Dynamique à Long Terme des Écosystèmes Forestiers Intertropicaux., 1996, Paris. Dynamique à Long Terme des Écosystemes Forestiers Intertropicaux.. Paris : CNRS/ ORSTOM, 1996. p. 111-114.

ABSY, M.L. 1993. Mudanças da vegetação e clima da Amazônia durante o Quaternário. In: Ferreira, E.J.G.; Santos, G.M.dos; Leão, E.L.M.; Oliveira, L.A.de. (Org.). Bases Científicas para Estratégias de Preservação e Desenvolvimento da Amazônia. . V2. Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia, Manaus, Amazonas: Calderaro, v. 2, p. 3-10.

ABSY, M.L.; CLEEF, A.M.; FOURNIER, M.L.; SERVANT, M.; SIFEDDINE, A.; FERREIRA DA SILVA, M.; SOUBIES, F.; SUGUIO, K.; TURCQ, B.; VAN DER HAMMEN, T. 1991. Mise en évidence de quatre phases d'ouverture de la forêt dense dans le sud-est de l'Amazonie au cours de 60 000 dernières années. Première comparaison avec d'autres regions tropicales. Comptes Rendus de l' Academie de Science, Paris 312. 673-678pp.

ABSY, M.L.; CLEFF, A.; FOURNIER, M.; MARTIN, L.; SERVANT, M; SIFEDDINE, A.; FERREIRA DA SILVA, M.; SOUBIES, F.; SUGUIO, K.; TURCQ, B & VAN DER HAMMEN, TH. 1991. Mise en evidence de quatre phases d’ouverture de la foret dense dans le sud-est de l’Amazonie au cours des 60000 dernieres annees. Premiere comparaison avec d’autres regions tropicales. Comptes Rendus de I´academie des Sciences, 312 (2): 673-678.

ABSY, M.L.; SERVANT, M.; ABSY, M.L. 1993. Paleoecologia: A Historia do clima e da vegetação pelo estudo do pólen. Ciência Hoje, Rio de Janeiro, v. 16, n. 93, p. 26-30.

ACEITUNO, P. 1998. On the functionning of the southern oscillation In.the South America sector - Part I: surface climate. Monthly Weather Review, 116 (3): 505 – 524.

ANA, 1998. Disponível em http://www.ana.gov.br/ Visitado em: 05 de dezembro 2008

ANHUF, D.; LEDRU, M; BEHLING, H; CRUZ, Jr; CORDEIRO, FW; VANDERHAMMEN, T; KARMANN, I; MARENGO, JA; DE OLIVEIRA, P; PESSENDA, L; SIFFEDINE, A; ALBUQUERQUE, A L; DIAS, PLS. 2006. Paleo-Environmental Change In.Amazonian and African Rainforest during the LGM. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 239, p. 510-527.

128

ARAUJO, A.G.M.; NEVES, W; PILO, L; ATUI, J. 2005. Holocene dryness and human occupation In.Brazil during the Archaic Gap. Quaternary Research, Estados Unidos, v. 64, p. 298-307.

ARTAXO, P ; MARTINS, J. V. ; GERAB, F. ; YAMASOE, M. A. 1993. Monitoring Global Atmospheric Changes And Environmental Quality In Tropical Countries. In: Inter.Symposium On Perspectives For Environnmental Geochemistry In Tropical Countries. Niteroi, Rj

AYOADE, 2003. Introdução a climatologia para os Trópicos. Rio de Janeiro, Bertrand Brasil, pp332.

BAKER, P.A., RIGSBY, C.A., SELTZER, G.O., FRITZ, S.C., LOWENSTEIN, R.K., BACHER, N.P., VELIZ, C., 2001. Tropical climate changes at millennial and orbital timescales on the Bolivian Altiplano. Nature 409, 698–701.

BAKER, PA.; SELTZER, GO.; FRITZ, SC.; DUNBAR, RB.; GROVE, MJ.; TAPIA, MP; CROSS, SL.; ROWE, HD.; BRODA, JP. 2001. The History of South American Tropical Precipitation for the Past 25,000 Years. Science, 291; p640-643.

BAPTISTA, FM. 2004. Em busca da gestão socioambiental do Alto Rio Negro. In. Terras Indígenas & Unidades de Conservação da natureza: o desafio das sobreposições, Instituto Socioambiental, p.687, São Paulo.

BARBOSA, J.A.; CORDEIRO, R.C.; SILVA FILHO, E.V.; TURCQ, B.; GOMES, P.R.O.S; SANTOS, G.; SIFEDDINE, A.; ALBUQUERQUE, A.L.S.; LACERDA, L.D.; HAUSLADEN, P.A.; TIMS, S.G.; LEVCHENKO, V.A. & FIFIELD, L.K. 2004. 14C-AMS as a tool for the investigation of Mercury Deposition at Remote Amazon Location. Nuclear Instruments And Methods In Physics Research B – Beam Interactions With Materials And Atoms, 223-22: 528–534.

BARD, E. 1998. Geochemical and geophysical implications of the radiocarbon calibration Geochimica Et Cosmochimica Acta v62 2025-2038pp

BECK, JW.; RICHARDS, DA.; LAWRENCE, R.; EDWARDS, R.; SILVERMAN, BW.; SMART, PL.; DONAHUE, DJ.; HERERRA-OSTERHELD, S.; BURR, JS.; CALSOYAS, L.; TIMOTHY, AJ. 2001. Extremely Large Variations of Atmospheric 14C Concentration During the Last Glacial Period. Science 292 (5526), p. 2453 – 2458

BEHLING H.& COSTA M. L. 2001. Holocene vegetational and coastal environmental changes from the Lago Crispim record in north eastern. Pará State, eastern Amazonia. Review Palaeob. Palynology, 114:155

BEHLING H., KEIM G., IRION G., JUNK W., MELLO J.N. 2001. Holocene environmental changes in the Central Amazon Basin inferred from Lago Calado Brazil. Palaeo, 173:87-101.

BEHLING, H & HOOGHIEMSTRA, H. 1998. Late Quaternary palaeoecology and palaeoclimatology from pollen records of the savannas of the Llanos Orientales in Colombia Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 139, no. 3-4, pp.

129

251-267.

BEHLING, H. & DA COSTA, M.L. 2000. Studies on Holocene tropical vegetation, mangrove and coast environments In.the state of Maranhão, NE Brazil. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula 10(7):93-118pp.

BEHLING, H. & HOOGHIEMSTRA, H. 1998. Late Quaternary palaeoecology and palaeoclimatology from pollen records of the savannas of the Llanos Orientales in Colombia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 139, p251-267.

BEHLING, H. 1997. A high resolution Holocene pollen record from Lago do Pires, SE Brazil: Vegetation, climate and fire history. Journal of Paleolimnology 14:253-268pp.

BEHLING, H. 1998. Late Quaternary vegetational and climatic changes in Brazil. Review Of Palaeobotany And Palynology, v. 99, p. 143-156, 1998

BEHLING, H; BERRIO, JC; HOOGHIEMSTRA, H. 1999. Late Quaternary pollen records from the middle Caqueta river basIn.In.central Colombian Amazon. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol. 145, no. 1-3, pp. 193-213.

BENDER, ML. 2002. Orbital tuning chronology for the Vostok climate record supported by trapped gas composition. Earth And Planetary Science Letters v204, 275-289pp

BERGER, A.L. 1978. Long-term variations of daily insolation and Quaternary climatic changes. J Atmos Sci 35:2362–2367.

BERGER, A.L. 1992. Astronomical theory of paleoclimates and the last glacial–interglacial cycle. Quat. Sci. Rev. 11, pp. 571–581.

BERNARDES, L.M.C. 1951 Clima do Brasil, Rio de Janeiro, vol. 9, n. 103, p. 727-739.

BERRIO, J.C., HOOGHIEMSTRA, H., BEHLING, H., BOTERO, P., VAN DER BORG, K. 2002. Late Quaternary savanna history of the Colombian Llanos Orientales from Laguna Chenevo and Mozambique: a transect synthesis. Holocene 12, 35– 48.

BERRIO, J.C.; HOOGHIEMSTRA, H.; MARCHANT, R.; RANGEL, O.2002. Late glacial and Holocene history of the dry forest area in the south Colombian Cauca Valley. J. Quat. Sci. 17, 667–682.

BERTAUX, J.; FRÖHLICH, F.; ILDEFONSE, P. 1998. Multicomponent analysis of FTIR spectra: quantification of amorphous and crystallized mineral phases in synthetic and natural sediments. J. Sedim. Res., 68, 3, 440-447

BORELLLI, DL. 2005 Aziz Ab'Sáber: problemas da Amazônia brasileira. Estudos Avançados, v19, no. 53, p.7-35.

BRADBURY, J. P., LEYDEN, B., SALGADO-LABOURIAU, M. L., LEWIS JR. W. M., SCHUBERT, C., BINFORD, M.W., SCHUBERT, C. BINFORD, M.W., FREY, D. G., WHITEHEAD, D. R., ANDWEIBEZAHN, F. H. 1981. Late Quaternary Environmental History Of Lake Valencia, Venezuela, SCIENCE 214, p1299-1305

130

BROECKER, WS & BAKER,S. 2007. A 190% drop in atmosphere's Delta14C during the Mystery Interval (17.8 to 14.5 kyrs). Earth & Planatary Science Letters 256, p90-99.

BURBRIDGE, R.E.; MAYLE, F.E.; KILLEEN; T.J. 2004. Fifty-thousand-year vegetation and climate history of Noel Kempff Mercado National Park, Bolivian Amazon, Quaternary Research 61, p. 215–230.

BUSH MB, DE OLIVEIRA PE, COLINVAUX PA, MILLER MC, MORENO JE. 2004. Amazonian paleoecological histories: one hill, three watersheds. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 214; p359-393

BUSH MB; SILMAN MR; DE TOLEDO MB; LISTOPAD C; GOSLING WD; WILLIAMS C; DE OLIVEIRA PE; KRISEL C. 2007. Holocene fire and occupation in Amazonia: records from two lake districts. Philosophical Transactions Of The Royal Society B-Biological Sciences, 362, p 209-218.

BUSH, M & COLINVAUX, PA. 1988. A 7000-year pollen record from the Amazon lowlands, Ecuador. Vegetatio 76, pp. 141–154.

BUSH, M. 1994. Amazonian Speciation: A Necessarily Complex Model. Journal of Biogeography, Vol. 21, No. 1, pp. 5-17

BUSH, M.B & COLINVAUX, PA. 1990. A Pollen Record Of A Complete Glacial Cycle From Lowland Panama, Journal Of Vegetation Science v1(105).

BUSH, M.B. MILLER, M.C. DE OLIVEIRA P.E.; COLINVAUX, P.A. 2002. Orbital forcing signal in sediments of two Amazonian lakes. JOURNAL OF PALEOLIMNOLOGY, 27, p341-352

BUSH, MB.; COLINVAUXA, PA.; WIEMANNB, MC.; PIPERNOC, DR.; LIU, KB. 1990. Late Pleistocene Temperature Depression And Vegetation Change In Ecuadorian Amazonia. Quaternary Research, 34 (3), p330-338

BUSH, MB; SILMAN, MR; LISTOPAD, CMCS. 2007. A regional study of Holocene climate change and human occupation in Peruvian Amazonia. Journal Of Biogeography, 34, p1342-1356.

CABALZAR, A. & RICARDO, CA. 2006. Povos Indígenas do Rio Negro: uma introdução a socioambiental do nordeste da Amazônia brasilieira. ISA – Instituto Socioambiental, Sao Paulo, 3 ed.rev. – FOIRN – Federação das organizações Indígenas do Rio Negro, São Gabriel da Cachoeira, AM.

CAMPOS, I. D. O.; MERCIER, F.; MAHEU, C.; COCHONNEAU, G.; KOSUTH, P.; BLITZKOW, D.; CAZENAVE, A. 2001. Temporal variations of river basIn.waters from Topex/Poseidon satellite altimetry. Application to the Amazon basin. Earth and Planetary Sciences, v. 333, p.633–643.

CERRI, C.E.P.; EASTER, M.; PAUSTIAN, K.; KILLIAN, K.; COLEMAN, K.; BERNOUX, M.; FALLOON, P.; POWLSON, D.S.; BATJES, N.H.; MILNE, E.; CERRI, C.C. 2007. Predicted soil organic carbon stocks and changes In.the Brazilian Amazon between 2000 and 2030.

131

Agriculture, Ecosystems and Environment v.122, p.58–72.

CHU, P.S.; YU, Z.P.; HASTENRATH, S. 1994. Detecting climate change concurrent with deforestation In.the Amazon Basin: which way has it gone? Bulletin of American Meteorological Society, 75(4): 579 – 583.

CLIMATOLOGIA DA AMAZÔNIA, 2008. In. Povos da Amazônia. Disponível em: http://www.povosdamazonia.am.gov.br Visitado em: 03 de setembro de 2008

COLINVAUX P.A. 1987. Environmental history of the Amazon Basin. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula. v.5. A.A. Balkema, Rotterdam, Brookfield

COLINVAUX P.A., DE OLIVIERA P.E., MORENO J.E., MILLER M.C., BUSH M.B. 1996. A long pollen record from lowland Amazonia: forest and cooling in Glacial times. Science, 274:85-87.

COLINVAUX, P.A. 1987. Amazon diversity light of the paleoecological Record. Quaternary Science Reviews. V6. pp 93-114.

COLINVAUX, P.A., DE OLIVEIRA, P.E., BUSH, M.B. 2000. Amazonian and neotropical plant communities on glacial time-scales: the failure of the aridity and refuge hypotheses. Quaternary Scinces Reviews, 19:141-160.

COLINVAUX, PA; BUSH, MB; STEINITZKANNAN, M; MILLER, MC. 1997. Glacial and postglacial pollen records from the Ecuadorian Andes and Amazon. Quaternary Research, 48, p.69-78

CORDEIRO, R. C. ; TURCQ, B ; SUGUIO, K. 1995. Determinação de pigmentos vegetais como traçador geoquímico para uma avaliação paleoecológica em testemunho de sedimento lacustre, Serra Norte Carajás (Pará). . In: V Congresso da Associação Brasileira dos Estudos do Quaternário, 1995, Niteroi. Anais V Congresso da Abequa, 1995.

CORDEIRO, R.C.; TURCQ, B; SUGUIO, K; SILVA, AO; SIFEDDINE, A; RIBEIRO, CV. 2008. Holocene fires In.East Amazonia (Carajás), new evidences, chronology and relation with paleoclimate. Global and Planetary Change, Amsterdam, v. 61, n. Submetido, p. 49-62.

CORDEIRO, R.C.; TURCQ,B.; SUGUIO, K.; SILVA, A.O.; SIFEDDINE, A. & VOLKMER-RIBEIRO, C. 2008. Holocene fi res in east Amazonia (Carajas), new evidences, chronology and relation with paleoclimate. Global and Planetary Change, 61: 49–62

CORDEIRO, RC. 2000. Ocorrência de Incêndios e Mudanças Paleoambientais de Ecossistemas Amazônicos em Diversas Escalas temporais. Tese de Doutorado em Geociências (Geoquímica). Universidade Federal Fluminense, UFF, Brasil.

CRUZ JR , F.W; BURNS, S.J..; KARMANN, I.; SHARP, WD.; VUILLE, M. 2006. Reconstruction of regional atmospheric circulation features during the late Pleistocene in subtropical Brazil from oxygen isotope composition of speleothems.

132

CRUZ, F.W.JR.; BURNS, S.J.; KARMANN, I.;SHARP, W.D.;VUILLE, M.;FERRARI, J.A. 2006. Stalagmite record of changes in atmospheric circulation and soil processes in the Brazilian subtropics during the Late Pleistocene. Quaternary Science Reviews

CULF, A.D.; FISCH, G.; HODNETT, M.G. 1995. The albedo of Amazonian forest and ranchland. Journal of Climate, 8(6): 1544-1554.

CURIE, 2004. The remarkable metrological history of radiocarbon dating. Journal Of Research Of The National Institute Of Standards And Technology, P.185-217

DANA & HURLBUT. 1974. Manual de Mineralogia; Livros Técnicos e Científicos Editora S.A. , Rio de Janeiro

DE OLIVEIRA SMB, MELFI AJ, FOSTIER AH, FORTI MC, FAVARO DIT, BOULET R. 2001. Soils as an important sink for mercury in the Amazon. Water Air And Soil Pollution, 126, pp. 321-337.

DE OLIVEIRA, PE; BARRETO, AMF; SUGUIO, K. 1999. Vale do Rio Icatu Late Pleistocene/Holocene climatic and vegetational history of the Brazilian caatinga: the fossil dunes of the middle Sao Francisco River. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 152, p319-337.

DE OLIVEIRA, S. M. B.; MELFI, A. J.; FOSTIER, FA.; FORTI, MC.; FÁVARO, DIT.; BOULET, R. 2001. Soils As An Important Sink For Mercury In The Amazon. Water, Air, and Soil Pollution 26: 321–337

DE TOLEDO, M.B. & BUSH, M.B. 2007. A mid-Holocene environmental change in Amazonian savannas. Journal of Biogeography 34, 1313–26.

DEAN, W.E., 1999. The carbon cycle and biogeochemicaldynamics in lake sediments. Journal of Paleolimnology 21, 375–393.

DOSSETO, A.; BOURDON, B.; GAILLARDET, J.; ALLEGRE, C. J.; FILIZOLA, N. 2006. Time scale and conditions of weathering under tropical climate: Study of the Amazon basIn.with U-series. Geochimica et Cosmochimica Acta, v.70, n.1, p.71-89.

DOSSETO, A; BOURDON, B; GAILLARDET, J.; ALLEGRE, CJ.; FILIZOLA, N. 2006. Time scale and conditions of weathering under tropical climate: Study of the Amazon basin with U-series Geochimica et Cosmochimica Acta 70, p 71–89

EPA - United State Environment Protection Agency. Disponivel em: http://www.epa.gov/ Visitado em 10 de março de 2007.

ESTEVES, 1995. Estrutura, funcionamento e manejo de ecossistemas brasileiros. Oecologia Brasilinsis v1.

ESTEVES; SUZUKI; CALLISTO; PERES-NETO. 1995. Teores de matéria orgânica, carbono orgânico, nitrogênio, forforo e feopigmentos nosedimento de alguns ecosasistemas lacustre do litoral do estado do Espírito santo. 407-417pp. In. Esteves, 1995. Estrutura, funcionamento e manejo de ecossistemas brasileiros. Oecologia

133

Brasilinsis v1.

FIGUEROA, S.N. & NOBRE, C.A. 1990. Precipitions distribution over Central and Western Tropical South America. Climanálise - Boletim de Monitoramento e Análise Climática, 5(6): 36 – 45.

FISCH, G.; MARENGO, JA.; NOBRE, CA. 1996. Climanálise – Edição comemoração de 10 anos Capitulo 3: CLIMA DA AMAZÔNIA, Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC/INPE). Disponível em: http://www.cptec.inpe.br/products/climanalise/cliesp10a/index1.shtml Visitado em: dezembro de 2008.

FOSTIER, AH.; FORTI, MC.; GUIMARAES, JRD.; MELFI, AJ.; BOULET, R.; SANTO, CME.; KRUG, FJ. 2000. Mercury fluxes in a natural forested Amazonian catchment (Serra do Navio, Amapa State, Brazil). Science Of The Total Environment, 260, pp 201-211.

GARSTANG, M., ULANSKI, S., GRECO, S., SCALA, J., SWAP, R., FITZJARRALD, D., BROWELL, E., SHIPMAN, M., CONNORS, V., HARRIS, R. TALBOT, R. 1990. The amazon boundary layer experiment - a meteorological perspective. Bulletin of American Meteorological Society, 71(1): 19 – 32.

HAEFFER, 1997 Alternative models of vertebrate speciation in Amazônia: an Overwiew. Biodiv. Conserv. 6:451-477.

HAFFER, J. 1992. Ciclos de tempo e indicadores de tempos na história da Amazônia. Estud. Av., v6, no.15, p.7-39.

HAEFFER, J. & PRANCE. 2002. Impulsos climáticos da evolução na Amazônia durante o Cenozóico: sobre a teoria dos Refúgios da diferenciação biótica. AMAZÔNIA BRASILEIRA II. Estud. av. vol.16 no.46 São Paulo Sept./Dec.

HANSEN, B.C.S., & RODBELL, D.T.. 1995. A late-glacial/Holocene pollen record from the eastern Andes of Peru. Quaternary Research 44:216-227pp.

HANSEN, B.C.S.; SELTZER, G.O.; WRIGHT, H.E. 1994. Late Quaternary vegetational change in the central Peruvian Andes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 109:263-286pp.

HARRIS, SE. & MIX, AC. 1999. Pleistocene Precipitation Balance In.the Amazon BasIn.Recorded In.Deep Sea Sediments. Quaternary Research 51, pp 14–26.

HAYS, J.D.; IMBRIE, J.; SHACKLETON, N.J. 1976. Variations In.the Earth's Orbit: Pacemaker of the Ice Ages. Science, v.194, p. 1121-1132

HEINE, K. 2000. Tropical South America during the Last Glacial Maximum: evidence from glacial, periglacial and fluvial records Quaternary International 72, p721

HOOGHIEMSTRA H. & VAN DER HAMMEN T. 1998. Neogene and Quaternary development of the neotropical rain forest: the forest refugia hypothesis, and a literature overview. Earth-Sci. Rev., 44:147-183.

134

HOOGHIEMSTRA, H. & HAMMEN, T.V. 1998. Neogene and Quarternary development of the neotropical rain forest: the forest refugia hypothesis, and literature overview. Earth-Science Reviews, 44, pp147–183

HOORN, C., 1994. Miocene palynostratigraphy and paleoenvironments of northwestern Amazonia: Evidence for marine incursions and the influence of Andean tectonics. Ph. D. thesis, University of Amsterdam, 156 pp.

HOORN, C.; GUERRERO, J.; SARMIENTO.; LORENTE, M. 1994. andean tectonics as a cause for changing drainage patters pp91 a 98. In. Hoorn, C., 1994. Miocene palynostratigraphy and paleoenvironments of northwestern Amazonia: Evidence for marine incursions and the influence of Andean tectonics. Ph. D. thesis, University of Amsterdam, 156 pp

HUGHEN, K.; LEHMAN,S; SOUTHON, J.; OVERPECK,J; MARCHAL,O; HERRING, C. & TURNBULL, J. 2004. 14C Activity and Global Carbon Cycle Changes over the Past 50,000 Years. Science 9 vol 202, pp 202-207

HUGHEN, K.A.; SOUTHON, J.R.; LEHMAN, S.J.; OVERPECK, J.T.. 2000 Synchronous radiocarbon and climate shifts during the last deglaciation, Science 290, pp. 1951–1954.

HUGHEN, KA.; SOUTHON, JR.; SCOTT, J.; LEHMAN, J.; OVERPECK, JT. 2000. Synchronous Radiocarbon and Climate Shifts During the Last Deglaciation. Science 290 (5498), p1951–1954.

IBGE, 2002. Mapa Brasil Climas – Escala 1:5 000 000, IBGE 1978, com adaptações 2002. Disponível em: ftp://geoftp.ibge.gov.br/mapas/tematicos/mapas_murais/clima.pdf Visitado em 01 de janeiro de 2009

IBGE, 2005. Disponível em: http://mapas.ibge.gov.br Visitado em: 05 dezembro de 2008.

IMBRIE, J. & IMBRIE, J.Z. 1980. Modeling the climatic response to orbital variations. Science, v.207, p. 943-953.

IMBRIE, J.; BERGER, A.; BOYLE, E.A.; CLEMENS, S.C.; DUFFY, A.; HOWARD, W.R.; KUKLA, G.; KUTZBACH, J.; MARTINSON, D.G.; MCINTYRE, A.; MIX, A.C.; MOLFINO, B.; MORLEY, J.J.; PETERSON, L.C.; PISIAS, N.G.; PRELL, W.L.; RAYMO, M.E.; SHACKLETON, N.J.; TOGGWEILER, J.R. 1993. On the structure and origIn.of major glaciation cycles. II. The 100,000-year cycle. Paleoceanography 8, pp. 699–735

IRION, G.; BUSH, M.B.; NUNES DE MELLO, J.A.; STÜBEND, D.; NEUMANN, T.; MÜLLER, G.; MORAIS DE, J.O.; JUNK, J.W. 2006 multiproxy paleoecological record A multiproxy palaeoecological record of Holocene lake sediments from the Rio Tapajós, eastern Amazônia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 240, p523-535

JACOB, J. ; DISNAR J.R. ; BOUSSAFIR M. ; SIFEDDINE, A. ; ALBUQUERQUE, A. L. S. ; TURCQ, B. 2004. Major environmental changes recorded by lacustrine sedimentary organic matter since the last glacial maximum near the equator (Lagoa do Caço, NE Brazil).. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 205, p. 183-197.

135

JACOB, J. ; HUANG, Y. ; DISNAR J.R. ; SIFEDDINE, A. ; BOUSSAFIR M. ; ALBUQUERQUE, A. L. S. ; TURCQ, B. 2007. Paleohydrological changes during the last deglaciationin Northern Brazil. Quaternary Science Reviews, v. 26, p. 1004-1015, 2007.

JUSTO, LJEC. 1983. Projeto Uaupés: Relatório Final de Pesquisa. [Alvarás n.2702,2844/81]. Manaus: CPRM, 74p.

KIRBY, K. R.; LAURANCE, W. F.; ALBERNAZ, A. K.; SCHROTH, G.; FEARNSIDE, P. M.; BERGEN, S.; VENTICINQUE, E. M.; DA COSTA, C. 2006. The future of deforestation In.the Brazilian Amazon. Futures, v.38, n.4, p.432-453.

KRONBERG, B. & BENCHIMOL, R. 1993. A historia climática de uma região. Ciência Hoje, Rio de Janeiro, v. 16, n. 93, p. 44-47.

LEDRU, M. P., BERTAUX, J. & SIFEDDINE, A. Absence of Last Glacial Maximum records in lowland forests. Quaternary Research, v. 49, p. 233-237, 1998. 1 23

LEDRU, M. P., BRAGA, P. I. S., SOUBIÈS, F., FOURNIER, M., MARTIN, L., SUGUIO, K. & TURCQ, B. The last 50,000 years in the Neotropics (Southern Brazil): evolution of vegetation and climate. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 123, p. 239-257, 1996.

LIM, B. & CACHIER, H. 1996. Determination of black carbon by chemical oxidation and thermal treatment in recent marine and lake sediments and Cretaceous-Tertiary clays. Chemical Geology, 131: 143-154.

LIU, KB & COLINVAUX, PA. 1988. A 5200 yaer history of Amazoon raIn.Forest. Journal of Biogeography, 15, 231-248.

LOUTRE, MF.; PAILLARD ,D; VIMEUX, F; CORTIJO, E. 2004. Does mean annual insolation have the potential to change the climate? Earth and Planetary Science v221 , 1-14pp

MARCHAL, O; STOCKER, TF.; JOOS, J.; INDERMUHLE, A.; BLUNIER, T.; TSCHUMI, J. 1999. Modelling the concentration of atmospheric CO2 during the Younger Dryas climate event Climate Dynamics 15, p341-354

MARCHANT, R.; BERRIO, J.C.; CLEEF, A. ; DUIVENVOORDEN, J.; HELMENS, K.; HOOGHIEMSTRA, H.; KUHRY, P.; MELIEF, B.; SCHREVE-BRINKMAN, E.; VAN GEEL, B.; VAN REENENA G.; VAN DER HAMMEN. T. 2001. A reconstruction of Colombian biomes derived from modem pollen data along an altitude gradient. Review Of Palaeobotany And Palynology 117, p79-92.

MARENGO, J. 1995. Interannual variability of deep convection in the tropical South American sector as deduced from ISCCP C2 data. International Journal of Climatology, 15 (9), 995-1010.

MARENGO, J. NOBRE, C.A., CULF, A.D. 1996. Climatic impacts of "Friagens" in forested and deforested areas of the Amazon Basin. submetido ao Journal of Climate.

136

MARQUES, A. DE O., GÓES RIBEIRO, M.N., FATTORI, A.P., FISCH, G., JANUÁRIO, M. 1986. Evaporação Potencial de Florestas. Acta Amazônica, 16/17(único): 277 – 292pp.

MARQUES, J., SALATI, E., SANTOS, J.M. 1980. Cálculo da evapotranpiração real na Bacia Amazônica através do método aerológico. Acta Amazônica, 10(2): 357 – 361.

MASLIN, MA. & BURNS, SJ. 2000. Reconstruction of the Amazon Basin Effective Moisture Availability over the Past 14,000 Years. Science, 290

MATSUYAMA, H. 1992. The water budget in the Amazon River Basin during the FGGE Period. Journal of Meteorological Society of Japan, 70(6): 1071 – 1083pp.

MAYR, E. 1963. Animal species and evolution. Cambridge: Harvard Univ. Press, p797 MEYERS, PA. 1994. Preservation Of Elemental And Isotopic Source Identification Of Sedimentary Organic-Matter. Chemical Geology, 144, p. 289-304.

MEYERS, PA. 1997. Organic geochemical proxies of paleoceanographic, paleolimnologic, and paleoclimatic processes. Organic Geochemistry, 27, p213-250.

MEYERS, PA. 2003. Applications of organic geochemistry to paleolimnological reconstructions: a summary of examples from the Laurentian Great Lakes. Organic Geochemistry, 34, p.261-289.

MOLION, L.C.B. 1987. Climatologia Dinâmica da região Amazônica: mecanismos de precipitação. Revista Brasileira de Meteorologia, 2(1): 107 – 117pp.

MOREIRA, LS. 2008. RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLOGICA DO LAGO SANTA NINHA, VARZEA DE CURUAI, PARÁ, BRASIL. Dissertação (Mestrado em Geoquímica Ambiental) - Universidade Federal Fluminense.

MORTATTI, J.; MORAES, J. M.; J.C.RODRIGUES, J.; VICTORIA, R. L.; MARTINELLI, L. A. Hydrograph separation of the amazon river using 18O as an isotopic tracer. Scientia Agricola v.54, 1997.

MORTATTI, J.; PROBST, J.L. 2003. Silicate rock weathering and atmospheric/soil CO2 uptake In.the Amazon basIn.estimated from river water geochemistry: seasonal and spatial variations. Chemical Geology, v.197, n.1-4, p.177-196.

MUNSELL SOIL COLOR CHARS - book of color. 1992. Macbeth, a Division of Kollmorgen Corp., Baltimore, MD.

NAGANO; NAKASHIMA; NAKAYAMA; OSADA & SENOO, 1992. Color Variations Associated With Rapid Formation Of Goethite From Proto-Ferrihydrite At Ph 13 And 40.

NASA, 2008. Disponivel em: http://rst.gsfc.nasa.gov/Sect16/Sect16_2a.html Visitado em: 15 de dezembro de 2008.

NIMER, E., 1989: Climatologia do Brasil. Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística, Rio de Janeiro, RJ; 421 p.

137

NOBRE, C.A., SELLERS, P.J., SHUKLA, J. 1991. Amazonian Deforestation and regional climate change. Journal of Climate, 4(10): 957 – 988.

NOBRE, P. 1996. Climanálise – Edição comemoração de 10 anos Capitulo 4 A Variabilidade Interanual Do Atlântico Tropical E Sua Influência No Clima Da América Do Sul Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos - (CPTEC) Instituto Nacional de Pesquisa Espaciais (INPE) Disponível em: http://www.cptec.inpe.br/products/climanalise/cliesp10a/clmse_pn.html visitado em: dezembro de 2008.

OLTMAN, R. E. 1967. Reconnaissance investigations of the discharge and water quality of the Amazon. In: Atas do Simp. Sobre Biota Amazonica. CNPq (organizador). RJ, v3, 163-185p.

OVERPECK, JT & COLE, JE. 2006 . Abrupt Change in Earth's Climate System. Annual Review of Environment and Resources 31:85-95 .

PEQUENO, ESS. 2004. Uma Terra Indígena, um Parque Nacional, uma Reserva Biológica e uma gr&e quantidade de minério. In: Ricardo, F (Ed). Terras Indígenas & Unidades de Conservação da natureza: o desafio das sobreposições, Instituto Socioambiental, p.687, São Paulo.

PESSENDA, LCR, GOUVEIA, SEM, ARAVENA, R, BOULET, R, SCHEEL-YBERT, R, BENDASSOLI, JA, RIBEIRO, AS, FREITAS, HA. 2002 Carbon isotopes in charcoal and soils in studies of paleovegetation and climate changes during the late Pleistocene and the Holocene in the southeast and centerwest regions of Brazil. Global And Planetary Change, 33, P.95-106.

PETERSON & HAUG. 2006. Variability in the mean latitude of the Atlantic Intertropical Convergence Zone as recorded by riverine input of sediments to the Cariaco BasIn.(Venezuela). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 234, pp97– 113

RAMRATH, A; ZOLITSCHKA, B.; WULF, S.;. NEGENDANK, FW. 1999. Late Pleistocene climatic variations as recorded in two Italian maar lakes.

REIMER, P.J., BAILLIE, M.G.L., BARD, E., BAYLISS, A., BECK, J.W., BERTRAND, C.J.H., BLACKWELL, P.G., BUCK, C.E., BURR, G.S., CUTLER, K.B., DAMON, P.E., EDWARDS, R.L., FAIRBANKS, R.G., FRIEDRICH, M., GUILDERSON, T.P., HOGG, A.G., HUGHEN, K.A., KROMER, B., MCCORMAC, F.G., MANNING, S.W., RAMSEY, C.B., REIMER, R.W., REMMELE, S., SOUTHON, J.R., STUIVER, M., TALAMO, S., TAYLOR, F.W., VAN DER PLICHT, J., AND WEYHENMEYER, C.E. 2004. IntCal04 Terrestrial radiocarbon age calibration, 26 - 0 ka AP. Radiocarbon 46, 1029-1058.

REIMER, P.J., HUGHEN, K.A., GUILDERSON, T.P., MCCORMAC, G., BAILLIE, M.G.L., BARD, E., BARRATT, P., BECK, J.W., BUCK, C.E., DAMON, P.E., FRIEDRICH, M., KROMER, B., RAMSEY, C.B., REIMER, R.W., REMMELEL, S., SOUTHON, J.R., STUIVER, M., VAN DER PLICHT, J., 2002. Preliminary report of the first workshop of the IntCal04 radiocarbon calibration comparison working group. Radiocarbon 44 (3), 653–661.

138

RICARDO, F & ROLLA, A. 2006. Mineração em unidades de conservação na Amazônia Brasileira. São Paulo: Istituto Socioambiental, ISA.

RICHEY, J.E.; NOBRE, C.; DESER, C. 1989. Amazon river discharge and climate variability: 1903 to 1985. Science, 246: 101 – 103p.

RIGSBY, A.; BAKER, PA; ALDENDERFER, MS. 2003. Fluvial history of the Rio Ilave valley, Peru, and its relationship to climate and human history Catherine Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 194, p165-185

RODDAZ, M.; VIERS, J.; BRUSSET, S.; BABY, P.; BOUCAYRAND, C.; HERAIL, G. 2006. Controls on weathering and provenance In.the Amazonian foreland basin: Insights from major and trace element geochemistry of Neogene Amazonian sediments. Chemical Geology, v.226, p.31-65.

ROSSETTI, D.F. & VALERIANO, M.M. 2007. Evolution of the lowest amazon basIn.modeled from the integration of geological and SRTM topographic data. Catena, v.70, p.253–265.

RUDDIMAN, WF. 2003. Orbital insolation, ice volume, and greenhouse gases. Quaternary Science Reviews v22, 1597-1629pp.

SALATI, E. & MARQUES, J. 1984. Climatology of the Amazon region. In.The Amazon - Limnology and landscape ecology of a mighty tropical river and its basin. Sioli, H. (ed.). Dr. W. Junk Publishers, 763.

SALATI, E.; DALL'OLIO, A.; MATSUI, E.; GAT, J.R. 1979. Recycling of water In.the Amazon basin: an isotopic study. Water Resource Research, 15(5): 1250 – 1258.

SALATI, E.; RIBEIRO, MNG.; ABSY, ML & NELSON, BW. 1991. Clima da Amazônia: Presente, passado e futuro. 21-34pp. In. Bases cientificas para estratégias de preservação e desenvolvimento da Amazônia: fatos e perspectivas. Editado por Adalberto Luis Val, R Figlioulo e E Feldberg. Manus, INPA.

SANTO, BA DOS. 2002. Recursos minerais da Amazônia. Estud. av. vol.16 no.45 São Paulo May/Aug.

SANTOS GM, CORDEIRO R, SILVA EV, TURCQ B, LACERDA LD, FIFIELD LK, GOMES PRS, HAUSLADEN PA, SIFEDDINE A, ALBUQUERQUE ALS. 2001. Chronology of the atmospheric mercury in Lagoa da Pata Basin, Upper Rio Negro region of Brazilian Amazon. RADIOCARBON, 43, p.801-808.

SCHNEIDER-SANTOS, J. O.; NELSON, B. W. ; GIOVANNINI, C. A. 1993. Os campos de dunas do Pantanal Setentrional. Ciência Hoje, 16 (93), p. 22-25.

SIFEDDINE A.; MARTIN L.; TURCQ B.; VOLKMER-RIBEIRO C.; SOUBIES F.; CORDEIRO R.C.; SUGUIO K. 2001. Variations of the Amazonian rainforest environment: a sedimentological record covering 30,000 years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Volume 168, Number 3, pp. 221-235(15).

139

SIFEDDINE, A ; WIRRMANN, D ; ALBUQUERQUE, A ; TURCQ, B ; CORDEIRO, R ; GURGEL, M ; ABRAO, J . 2004. Bulk composition of sedimentary organic matter used in palaeoenvironmental reconstructions: examples from the tropical belt of South America and Africa. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 214, p. 41-53.

SIFEDDINE, A. ; GUTIERREZ, D ; ORTLIEB, L ; BOUCHER, H ; VELAZCO, F ; FIELD, D; VARGAS, G ; BOUSSAFIR, M ; SALVATTECI, R ; FERREIRA, V. 2008. Laminated sediments from the central Peruvian continental slope: A 500 year record of upwelling system productivity, terrestrial runoff and redox conditions. Progress in Oceanography, v. 79, p. 190-197.

SIFEDDINE, A.; Albuquerque,A.L.S.; LEDRU, M. P.; TURCQ, B.; MARTIN, L.; Zamboni W ; L., D. ; CORDEIRO, R. C.; ABRAO, A. 2003. 21 000 cal years paleoclimatic record from caçó lake, northern Brazil: evidence from sedimentary and pollen analyses. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Holanda, v. 189, p. 25-34.

STUIVER M., REIMER P.J., BARD E., BECK J.W., BURR G.S., HUGHEN K.A., KROMER B., MCCORMAC G., VANDERPLICHT J.; SPURK M. 1998. INTCAL98 radiocarbon age calibration, 24,000 - 0 cal AP. Radiocarbon 40, p1041–1083.

STUIVER, M & BRAZIUNAS, TF. 1993. Modeling Atmospheric C-14 Influences And C-14 Ages Of Marine Samples To 10,000 Bc. Radiocarbon 35, p.137-189

SUGUIO, K. 1999. Geologia do Quaternário e Mudanças Ambientais (Passado + Presente = Futuro?)., São Paulo: Paulo's Editora, 366 p.

SUGUIO;K; TURCQ; BJ; CORDEIRO, RC. 1998. On the paleoclimates of the last 60000 in the eastern amazon. An. Acad. Bras. Ci. 68.

TALBOT, MR & LAERDAL, T. 2002 The Late Pleistocene-Holocene palaeolimnology of Lake Victoria, East Africa, based upon elemental and isotopic analyses of sedimentary organic matter. Journal Of Paleolimnology, 23, p.141-164

TALBOT, MR. & JOHANNESSEN, T. 1992. A high resolution palaeoclimatic record for the last 27,500 years in tropical West Africa from the carbon and nitrogen isotopic composition of lacustrine organic matter. Earth and Planetary Science Letters 110, 23–37.

TARDY, Y.; BUSTILLO, V.; ROQUIN, C.; MORTATTIE, J.; VICTORIA, R. 2005. The Amazon Bio-geochemistry applied to river basin management Part I. Hydro-climatology, hydrograph separation, mass transfer balances, stable isotopes, and modelling. Applied Geochemistry, 20, p.1746-1829.

TERANES, JL & BERNASCONI, SM. 2000. The record of nitrate utilization and productivity limitation provided by delta N-15 values in lake organic matter - A study of sediment trap and core sediments from Baldeggersee, Switzerland. Limnology And Oceanography 45, P.801-813

THERY, H. 2005. Situações da Amazônia no Brasil e no continente. Estud. Av., v19, no.53, p.37-49.

140

THOMPSON, L. G.; et al. 2000. Ice-core palaeoclimate records in tropical South America since the Last Glacial Maximum. Journal of Quaternary Science 15 (4), p377–394.

THOMPSON, LG; MOSLEY-THOMPSON, E.; DAVIS, ME; LIN, PN.; HENDERSON, KA.; COLE-DAI, J.; BOLZAN, JF.; LIU, K. 1995. Late Glacial Stage and Holocene Tropical Ice Core Records from Huascarán, Peru. Science 269 (5220), p46 – 50

TURCQ, B. ; BRACONNOT, P. ; CORDEIRO, R. C. ; SIFEDDINE, A. ; SILVA DIAS, P. L. ; ABRÃO, J. J. ; JORGETTI, T. ; Lima da COSTA, R. ; SIMÕES FILHO, F. F. L. 2007. Mudanças paleoclimáticas da Amazônia no Holoceno. Ciência & Ambiente, v. 34, p. 70-96.

TURCQ, B.; ALBUQUERQUE, A. L. S. ; CORDEIRO, R. C. ; SIFEDDINE, A. ; SIMOES FILHO, F. F. ; SOUZA, A. G. ; ABRÃO, J. J. ; SILVA, A. O. ; CAPITÂNEO, J. A. 2002. Accumulation of organic carbon in five Brazilian lakes during the Holocene. Sedimentary Geology, v. 148, p. 319-342.

TURCQ, B.; CORDEIRO, R. C.; SIFEDDINE, A. ; SIMÕES FILHO, F. F. L. ; ALBUQUERQUE, A. L. S. ; ABRÃO, J. J. 2002. Carbon storage in Amazonia during the LGM: data and uncertainities. Chemosphere, Amsterdam, 49, p. 821-835.

TURCQ, B.; SUGUIO, K.; MARTIN, L.; FLEXOR, J.M. 1993. Registros milenares nos sedimentos dos lagos da Serra dos Carajás. Ciência Hoje, v. 16, p. 31-35.

VAN DER HAMMEN T. & ABSY M.L.1994 Amazonia during the last glacial. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 109: 247-261.

VAN DER HAMMEN, T. & ABSY, M.L. 1994. Amazonia during the last glacial. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology v109, 247-261pp.

VAN DER HAMMEN, T. & GONZALEZ, AE. 1960. Climate and vegetation history of the Late glacial and Holocene of the Paramos de Palacio (Eastern Cordillera, Colombia SA). Geologie en Mijnbow 39. p.737-746.

VAN DER HAMMEN, T. & HOOGHIEMSTRA, H. 2000. Neogene and Quaternary history of vegetation, climate and plant diversity in Amazônia. Quaternary Science Reviews 19, p. 725–742.

VAN SER PLICHT, 2004. Nuclear Instruments & Methods In Physics Research Section B-Beam Interactions With Materials And Atoms, 223, p.353-358.

VANZOLINI. P. E. 1992. Paleoclimas e especiação em animais da América do Sul tropical. Estud. av. vol.6 no.15 São Paulo

VELEZ, M.I., WILLE, M., HOOGHIEMSTRA, H., METCALFE, S.E.; BERRIO, J.C. 2006. Late Glacial and Holocene environmental and climatic change from a limnological transect through Colombia, northern South America. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 234, p81–96.

VELEZ, MI.; HOOGHIEMSTRA, H.; METCALFE.; S.; WILLE, M.; BERRIO, JC. 2006. Late

141

Glacial and Holocene environmental and climatic changes from a limnological transect through Colombia, northern South America.

VIÉGAS FILHO, J. R. & BONOW, C. W. Projeto Seis Lagos: Relatório Final. Convênio DNPM/CPRM, Manaus, v.1, 159 p., 1976.

WARD, M.N. & FOLLAND, C.K. 1991. Prediction of seasonal rainfall in the north nordeste of Brazil using eigenvectors of sea-surface temperature. Internat. J. Climatology, 11, 711-743.

WEIGEL, P. 2001. O papel da ciência do inpa no desenvolviemento da Amazônia. 269 – 288pp In. Faulhaber, P. & Mann, P (org). 2001. conhecimento e fronteira: historia da ciência na Amazonia. Belém, Museu Paraense Emilio Goeldi 796p.

WRIGHT, H.E.; KUTZBACH, J.E.; WEBB, T.; RUDDIMAN, W.F.; STREET-PERROT, F.A.; BARTLEIN, P.J. 1993. Global climates since the last glacial maximum. University of Minnesota Press, Minneapolis. 569 pp.

142

10. ANEXO

1.1. Tese Digitalizada e Planilha de Dados

143

00-035-0623 (*) - Plumbogummite - PbAl3(PO4)(PO3OH)(OH)6 - Y: 46.87 % - d x by: 1. - WL: 1.5406 - Hexagonal (Rh) - a 7.01020 - b 7.01020 - c 16.71200 - alpha 90.000 - beta 90.000 - gamma 120.000 - 01-074-2195 (C) - Goethite, syn - alpha-FeOOD - Y: 25.00 % - d x by: 1. - WL: 1.5406 - Orthorhombic - a 9.95000 - b 3.01000 - c 4.62000 - alpha 90.000 - beta 90.000 - gamma 90.000 - Primitive - Pnma (62BG LPT IV - File: BG-LPT-IV.raw - Type: 2Th/Th locked - Start: 2.000 ° - End: 70.000 ° - Step: 0.020 ° - Step time: 2. s - Temp.: 27 °C - Time Started: 28 s - 2-Theta: 2.000 ° - Theta: 1.000 ° - Chi: 0.00 ° - P

Lin

(Cou

nts)

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

1100

1200

1300

1400

2-Theta - Scale2 10 20 30 40 50 60 7

1.2. Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado pelo IRD com base em uma análise composta do testemunho LPTIV

144

1.3. Espectro (difratograma de Raios-X) gerado no IRD e re-analisado pelo CETEM com base em uma análise composta do testemunho LPTIV

145

1.4. Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM da profundidade 81-80cm do testemunho LPTIV

146

1.5. Espectro (difratograma de Raios-X) gerado e analisado no CETEM de uma amostra composta do testemunho LPTIV

147

1.6. Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 9-8 cm do testemunho LPTIV

148

1.7. Espectro (DRX) gerado e analisado no CETEM da profundidade 60-59 cm do testemunho LPTIV

149

“O fato é que o mestrado não é o fim, e sim um começo”

Antonio Gramsci