tese portilho_ramos 2010
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CENTRO DE ESTUDOS GERAIS
INSTITUTO DE QUÍMICA
DOUTORADO EM GEOCIÊNCIAS – GEOQUÍMICA AMBIENTAL
RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
PALEOCEANOGRAFIA DO SUDOESTE DO ATLÂNTICO SUL:
REGISTRO DE EVENTOS ABRUPTOS NOS ÚLTIMOS 50.000 ANOS
NITERÓI
2010
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RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
PALEOCEANOGRAFIA DO SUDOESTE DO ATLÂNTICO SUL:
REGISTRO DE EVENTOS ABRUPTOS NOS ÚLTIMOS 50.000 ANOS
Tese de doutorado apresentada ao Curso de Pós-
Graduação em Geoquímica Ambiental da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para a obtenção do Grau de Doutor. Área
de Concentração: Geoquímica Ambiental
Orientadora: Profa. Dra. Cátia Fernandes Barbosa
Niterói
2010
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R175 Ramos, Rodrigo da Costa Portilho. Paleoceanografia do Sudeste do Atlântico Sul: Registros de
eventos abruptos nos últimos 50.000 anos. / Rodrigo da Costa Portilho Ramos. –. Niterói: [s.n], 2010.
127 f.: il. ; 30 cm. Tese (Doutorado em Geoquímica Ambiental). Universidade
Federal Fluminense. Orientadora: Profª. Drª. Cátia Fernandes Barbosa.
1. Avaliação de risco. 2. Gestão Ambiental. 3.
Contaminação por mercúrio. 4. Biomarcadores. 5. Peixe. 6. Baía de Guanabara (RJ). 7. Baía da Ribeira (RJ). 8. Teses. 9. Produção Intelectual. I. Título.
CDD 551.69
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RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
PALEOCEANOGRAFIA DO SUDOESTE DO ATLÂNTICO SUL: REGISTRO DE EVENTOS ABRUPTOS NOS ÚLTIMOS 50.000 ANOS
Aprovado em 28 de Maio de 2010
___________________________________________________________________________
Profa. Dra. Cátia Fernandes Barbosa – Orientadora
Universidade Federal Fluminense
___________________________________________________________________________ Dr. Abdelfettah Sifeddine
Universidade Federal Fluminense ___________________________________________________________________________
Dra. Ana Luiza Spadano Albuquerque
Universidade Federal Fluminense ___________________________________________________________________
Dr. Felipe Atônio de Lima Toledo
USP ___________________________________________________________________________
Dr. Cristiano Mazur Chiessi
Universidade de São Paulo
NITERÓI 2010
Tese de doutorado apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geoquímica Ambiental da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para a obtenção do grau de Doutor. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental
BANCA EXAMINADORA
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Dedico este trabalho às pessoas mais importantes da minha vida, meu pai Ademir e minha mãe Silvia Maria, porque sem eles não seria possível a realização de um sonho de
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AGRADECIMENTOS
Agradecemos ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientifico e
Tecnológico (CNPq) pelo apoio financeiro ao meu projeto de doutorado.
Agradecemos a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível
Superior (CAPES) pelo apoio financeiro ao meu projeto de estágio de doutorado no
exterior (PEDEE).
Ao GLOMAR-MARUM por ter me concedido uma bolsa de estudo para que eu
pudesse desenvolver meus trabalhos dentro do Instituto de pesquisa da
Universidade de Bremen.
A professora Cátia Fernandes Barbosa pela orientação, amizade, atenção,
por ter me indicado, através de seus contatos, ao estágio no exterior fundamental
para a elaboração dessa tese.
A Meiber por ter, dentro das dificuldades encontradas, se dedicado muito em
seu trabalho e feito de tudo para que eu pudesse viajar e realizar meu estágio no
exterior.
A professora Dra. Ana Luiza Spadano Albuquerque pela amizade e por ter
emprestado seu notebook Macintosh com seu software AnalySeries 2.0.4. essencial
para as análises cronoestratigráficas do meu estudo.
Ao Dr. Cristiano M. Chiessi por ter me recebido no instituto de pesquisa
Marum/Universidade de Bremen durante meu estágio no exterior, por ter me ajudado
na adaptação ao centro de pesquisa e a cidade de Bremen. Agradeço também pela
ajuda na discussão dos resultados presentes nessa tese.
Ao Dr. Stefan Mulitza do Instituto de Pesquisa Marum/Universidade de
Bremen/Alemanha por ter me recebido no estágio sandwich em seu instituto, por ter
financiado as análises de Mg/Ca e as datações (AMS 14C), por ter fornecido os
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dados do testemunho GeoB 2107-3, por ter me fornecido o software GRAPHER 6,
pela orientação, pela simpatia e atenção e por ter conseguido um lugar para morar
em Bremen (melhor lugar de Bremen..
Ao Dr. Trond Dokkens por ter me concedido o estágio sandwich no instituto
de pesquisa Bjerknes Centre for Climate Research (BCCR) em Bergen na Noruega e
financiado através do projeto RETRO as análises de Mg/Ca e isótopos de Oxigênio.
Pela orientação e atenção nos meses em que estudei em seu instituto.
Ao meu amigo Vincent Scao por ter me ensinado o protocolo de limpeza de
Mg/Ca em foraminíferos, por ter me ensinado a trabalhar com o ICP-EOS, por ter me
ajudado na adaptação ao centro de pesquisa e cidade, pela discussão dos
resultados de Mg/Ca, pela amizade e atenção durante meu estágio e durante o
cruzeiro do projeto RETRO em Fortaleza 2009.
Aos estudantes e professores do Programa de Pós-Graduação em
Geoquímica Ambiental da UFF, pela amizade e companhia durante todo meu
trabalho.
Aos estudantes e amigos do instituto de pesquisa Marum/Universidade de
Bremen, por terem me recebido muito bem e me ajudado na adaptação ao centro de
pesquisa, a cultura e a cidade de Bremen durante os meses em que estive em
Bremen.
Aos Profs. Dr. Delia Oppo, Dr. William B. Curry, e Dr. Jerry F. McManus, do
Woods Hole Oceanographic Institution (EUA) pela coleta do testemunho JPC-17,
análise e permissão do uso dos dados isotópicos.
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RESUMO
O Atlântico Sul desempenha um papel fundamental no controle do clima mundial, interligando os oceanos Indico e Pacífico, sendo principal fornecedor de calor para o Atlântico Norte. Com os crescentes debates sobre as variações climáticas e o aquecimento global, aumenta o interesse dos cientistas em entender as causas, a freqüência e intensidade dos processos envolvidos nas variações climáticas em diversas escalas espaço-temporal e na avaliação de tendências paleoclimáticas de longo prazo. O presente trabalho teve como objetivo reconstituir a paleotemperatura e paleossalinidade das águas oceânicas superficiais bem como reconhecer, no setor Sudoeste do Atlântico Sul, a ocorrência de eventos paleoclimáticos abruptos ocorridos durante os últimos 50ka. Para isso foram realizadas análises isotópicas (d18O), geoquímica orgânica (porcentagem de COT, N, razão C/N e d13CMO), razão Mg/Ca em Globigerinoides ruber para os cinco primeiros metros superficiais do testemunho JPC-17 (27o41.83’S, 46o29.64’W). Avaliou-se também o padrão de freqüência de taxons de foraminíferos planctônicos dos testemunhos JPC-17, JPC-95 (27o52,73’S, 46o55,25’W) e GeoB6206-3 (30°12,40’S, 46°33,30’W) também coletados na região. Os sedimentos do testemunho JPC-17 recuperaram os últimos 46.6ka, abrangendo a última glaciação e o Holoceno, na qual corresponderam aos estágios isotópicos 3 ao 1 (MIS-3, MIS-2 e MIS-1). A temperatura oscilou entre 200C (durante o intervalo glacial) e 24.30C (início do Holoceno) enquanto que os valores de 18OW (proxy para salinidade) flutuou entre 0.79‰ (durante o intervalo glacial) e 2.4‰ (início do Holoceno). Foi possível reconhecer dois intervalos de aumento relativo na temperatura (TSM) e salinidade (SSM) ao longo dos últimos 46.6ka no qual foram reconhecidas as assinaturas do último Máximo Glacial (UMG) e do Heirinch Event 1 (H1). O UMG foi em torno de 10C mais frio em relação ao Holoceno. Foi observada uma queda da temperatura e salinidade entre 14.8 – 11.9ka provavelmente relacionado aos eventos climáticos Bollin/Allerod (B/A) ocorrido na Groelândia e no Atlântico Norte e o ACR (Antartic Cold Reversal) ocorrido quase simultaneamente na Antártica durante a última deglaciação. Durante o Holoceno foi observado um pico de redução da temperatura e de aumento da salinidade relacionado ao evento frio de 8.2ka. Este trabalho revela que as variações na TSM e SSM coincidiram com variações climáticas ocorridas no Hemisfério Norte associadas a flutuações na formação da Água de fundo do Atlântico Norte (North Atlantic Deep Water - NADW) e na circulação meridional do Atlântico (Atlantic Meridional overturning circulation – AMOC). As águas da Corrente Sul Equatorial (South Equatorial Current- SEC) são transportadas pela Corrente Norte do Brasil (CNB) para o Atlântico Norte para compensar a formação da AFAN/Circulação Termohalina (CTH), enfraquecendo a Corrente do Brasil (CB) e o transporte de calor e salinidade para o Atlântico Sul. Variações no regime de chuvas na região possivelmente desempenham papel importante nas variações da salinidade das águas oceânicas na região, porem as mudanças na circulação oceânica parece ser a principal responsável pelas oscilações da TSM e SSM na região. A frequência dos taxons de foraminíferos planctônicos visivelmente responde mais as variações na TSM e SSM do que a produtividade. Foi evidenciado que a matéria orgânica produzida foi exclusivamente marinha (algas fitoplanctônicas), com uma leve mudança no tipo e a fonte dessa matéria orgânica durante o intervalo glacial e o Holoceno, não estando relacionada a mudanças na circulação oceânica. Palavras-chave: Isótopos estáveis, foraminíferos planctônicos, razão Mg/Ca, geoquímica orgânica, sudoeste do Atlântico Sul.
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ABSTRACT
The South Atlantic Ocean plays a crucial role in global climate control linking the Indian and the Pacific Oceans, acting as the main heat source to the North Atlantic Ocean. With increasing of debates about the climate changes and global warming increase the interesting of scientists to wonder the causes, the frequency and intensity of process behind the climate oscillations in a variety of space-temporal scales and long term paleoclimatic tend evaluation. This work had as its objective the recreation of oceanic water’s surface paleotemperature and paleosalinity as well as the recognition of records from abrupt climate changes that took place during the last 50ky in the Southwestern sector of the South Atlantic Ocean. Thus, in order to obtain such information, it was necessary to conduct analyses of oxygen isotopes (18O), organic geochemistry (percentage of TOC, Nitrogen, C/N ratio and 13C of organic matter, Mg/Ca ratio in Globigerinoides ruber to the upper five meters of the core JPC-17 (27o 41.83’ S, 46o29.64’W). Frequency pattern of planktonic foraminifera from cores JPC-17, JPC-95 (27o52,73’S, 46o55,25’W) and GeoB6206-3 (30°12,40’S, 46°33,30’W) also drilled in the area. Sediments from core JPC-17 recorded the last 46.6 ky, including the last glaciations and the Holocene, which corresponded to Marine Isotope Stages 3 to 1 (MIS-3, MIS-2 and MIS1). The temperature ranged from 200C (during glacial intervals) to 24.30C (Early Holocene), while 18OW values (proxy of salinity) ranged from 0.79‰ (during glacial intervals) to 2.4‰ (Early Holocene). It was possible to indentify two intervals of relative temperature (TSM) and salinity (SSM) increase during the last 46.6 ky, which were linked to the Last Glacial Maximum (LGM) and the Heinrich event 1 (H1). The LGM was around 10C colder than the Holocene. Moreover, a temperature and salinity reduction from 14.8 ky to 11.9 ky was observed, which is probably linked to the Bollin/Allerod (B/A) climate event and Antarctic Cold Reversal (ACR) that took place simultaneously during the last deglaciation of the Northern and Southern hemispheres respectively. During the Holocene, the evidence of a sharp temperature fall and a salinity increase linked to the 8.2 ky cold event was identified. This study shows that TSM and SSM changes in the Southwestern Subtropical Atlantic matched precisely with the Northern Hemisphere climate changes associated to the North Atlantic Deep Water (NADW) formation and the Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) changes. Besides, South Equatorial Current Waters (SEC) are transported by the North Brazilian Current (NBC) to North Atlantic to compensate the NADW formation/Termohalina Circulation (THC), weakening the Brazilian Current (BC), its heat and its salinity transport to the South Atlantic. In addition, regional rainy variations play an important role in local ocean water salinity changes. However, ocean circulation changes seem to be the main driver linked to regional SST and SSS changes. The frequency of planktonic foraminifera is cLEArly more influenced by SST and SSS’s changes than in productivity. It was shown that organic matter was exclusively synthesized by marine fitoplanktonic organisms, with a small change in the type and source of these organic matter during glacial the interval and the Holocene, are not related to ocean circulation changes.
Keyword: Stable isotopes, planktonic foraminifera. Mg/Ca ratio, organic geochemistry, Southwestern Atlantic.
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Esquema de circulação termohalina global (Conveyor Belt).
Fonte:http://oceanservice.noaa.gov/education/yos/resource/JetStream/ocean/circulation.htm. Acessado em 27/04/2010 ..............
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Figura 2. Curvas de 18O, D, CO2 e CH4 da Antártica (Byrd, Vostock e Dome C) e Groelândia (GRIP e GISP2). A - Concentração de CO2 na atmosfera EPICA Dome C (Monnin et al., 2001; Petit et al., 1999); B - 3 pts de média móvel 18Ogelo GRIP (Dansgaard et al., 1993; Grootes et al., 1993); C - 3 pts de média móvel de 18Ogelo de Byrd, Oeste da Antártica (Johnsen et al., 1972); D – temperatura da Antártica D (Jouzel et al., 2007); E - CH4 de GISP2 Groelândia (Brook et al., 2000); F - CH4 de Byrd Antártica (Blunier e Brook, 2001). A cronologia é apresentada em idade calendário antes de 1950. UMG – Último Máximo Glacial; YD - Younger Dryas; H(1-6) - eventos de Heinrich; B/A - Bolling/Allerod; ACR - Antartic Cold Reversal; 8.2ka – evento abrupt de 8.2ka. Números representam os eventos de Dansgaard-Oschger .....................................................................
27
Figura 3. (Topo) Registro de 18O do testemunho de gelo da Groelândia (GISP2), mostrando os 20 dos 25 eventos de dansgaard-Oeschger (D/O) durante o último intervalo glacial (Grootes et al., 1993). O gráfico de baixo mostra os registros de Ice rafted debris (IRD) durante os 6 eventos de Heinrich de um testemunho marinho do Atlântico Norte (Bond e Lotti, 1995) .......................................................................................................
28
Figura 4. Mapa de circulação superficial do Atlântico Sul, mostrando o grande giro anticiclônico Subtropical do Atlântico Sul com suas principais frentes e correntes. São observadas a Corrente Sul-Equatorial (South Equatorial Current) no sentido Leste-Oeste, a Corrente Norte do Brasil (North Brazil Current), a Corrente do Brasil (Brazil current) no sentido Norte-Sul, a Corrente das Malvinas (Falkland Current) no sentido Sul-Norte, a Frente subpolar da Antártica (Subantartic Front) e a Corrente Circumpolar da Antartica (Antartic Circumpolar Current). Mapa original de Peterson e Stramma, (1991) .......................................
45
Figura 5. Variabilidade sazonal da temperatura e clorofila-a das águas superficiais do Oeste do Atlântico Sul (26-30oS) medidos pelo sensor MODIS-Aqua durante o verão e inverno de 2002 a 2008. Pode-se perceber a maior penetração da pluma do rio da Prata para Norte durante o inverno austral. Modificado de Giannini e Garcia (2009) ................................................................................
46 Figura 6. Perfil Norte-Sul de salinidade do oceano Atlântico mostrando as
principais massas d’água que participam da circulação
11
termohalina. Modificado de Reid (1994) apud Reid (1996) .......... 48 Figura 7. Mapa de localização dos testemunhos coletados no talude Sul
da margem continental brasileira. Em preto estão os testemunhos estudados nesse trabalho (JPC-17, JPC-95 e GeoB 6206-3); em vermelho os testemunhos que foram correlacionados. (Mapa modificado de Barbosa e Seoane, 2004) ............................................................................................
Figura 8. Descrição litológica do testemunho JPC-95 ................................ Figura 9. Descrição litológica do testemunho JPC-17.................................
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Figura 10. Correlação gráfica dos eventos isotópicos característicos do testemunho JPC-17 com: (A) o stack LR04 de Lisiecki e Raymo (2005) e (B) com testemunho GeoB 2107-3. Os resultados mostram que o testemunho JPC-17 recuperou os últimos 150ka (MIS-1 ao MIS-6) e que os 3,5m superiores representam aproximadamente os últimos 50ka (MIS-1 ao MIS-3) .......................................................................................
63
Figura 11. Correlação de 14C em função da profundidade para os sedimentos dos testemunhos JPC-17 e GeoB2107-3 derivado da interpolação linear das idades calibradas de 14C AMS, plotadas em função da profundidade ....................
64
Figura 12. Correlação entre os dados bioestratigráficos (freqüência dos plexos menardiforme e Pulleniatina) e isotópicos do testemunho JPC-17 plotados em função da idade calibrada (kA cal. BP). Foram reconhecidas as biozonas Y e Z de Ericson e Wolling (1968) que representam a última glaciação do Pleistoceno e o Holoceno respectivamente, e as subzonas Y2 e Y1 de Vicalvi (1999). O terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3) que representa o limite das subzonas Y2/Y1 foi identificado a ~ 30ka cal. BP ...........
65
Figura 13. Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no testemunho JPC-17, incluindo o número total de foraminíferos planctônicos por cm3 de sedimento, plotados em função da idade. A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos ...................................................................
67
Figura 14. Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no testemunho JPC-95, incluindo o número total de foraminíferos planctônicos por grama de sedimento, plotados em função da profundidade (cm). A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos ...................................
70
Figura 15. Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no testemunho GeoB 6206-3, incluindo o número total de foraminíferos planctônicos por ml de sedimento em função
12
da profundidade (cm). A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos ...................................................................
72
Figura 16. Correlação bioestratigráfica entre os testemunhos JPC-17, JPC-95 e GeoB-6206-3, mostrando as biozonas Z e Y de Ericson e Wollin (1968), na qual caracterizam respectivamente o Holoceno e Pleistoceno. O gráfico também mostra as subzonas Y1, Y2 e Y3 de Vicalvi (1999). Não foi possível subdividir a biozona Z nas subzonas de Vicalvi (1999) ..........................................................................
73
Figura 17. Dados de geoquímica orgânica do testemunho JPC-17 durante os últimos 60ka. A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos ........................................................
75
Figura 18. Distribuição das razões Mg/Ca, Fe/Ca, Mn/Ca e Sr/Ca medidos nas carapaças de G. ruber (branco) do testemunho JPC-17 em função da idade ....................................................
77
Figura 19. Estimativa de temperatura das águas superficiais do mar (Mg/Ca-SST) registrados no testemunho JPC-17 durante os últimos ~46ka ..........................................................................
79
Figura 20. Curva de 18O da água (18OW), proxy de salinidade das águas superficiais do mar durante os últimos 46ka. O volume de gelo continental foi corrigido usando a curva de variação do nível do mar de Siddall et al. (2003) multiplicada pela constante 1‰ /130 m de Schrag et al. (2002) ........................
80
Figura 21. Correlação entre a frequência de táxons de foraminíferos planctônico e dados de temperatura (SST) e salinidade (18OW) em função do tempo. A faixa azul e laranja representam respectivamente o glacial e o Holoceno (biozona Y e Z de Ericson e Wollin, 1968). A tarja cinza representa a subzona Y2 de Vicalvi (1999). As faixas azuis escuro na Y2 evidenciam a queda da SST e SSM, enquanto que o tom de laranja claro na biozona Z evidencia a queda na SST e relativo aumento da SSM ........................................
83
Figura 22. Correlação entre a frequência de táxons de foraminíferos planctônicos e dados de geoquímica orgânica em função do tempo. Estão representadas as biozonas Y e Z de Ericson e Wollin (1968) e as subzonas Y1 e Y2 de Vicalvi (1999). A tarja cinza mostra a positiva relação de G. inflata, G. truncatulinoides sp., N. dutertrei e o número de foraminíferos planctônicos/cm3 com a produtividade ...................................
85
Figura 23. Correlação entre a temperatura (oC), salinidade (18OW; ‰VSMOW), dados de geoquímica orgânica e
foraminíferos planctônicos do testemunho JPC-17 com a curva de insolação de Dezembro a 300S de Berger e Loutre
13
(1991). A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos .......................................................................................
96
Figura 24. Correlação entre a TSM e SSM entre os testemunhos JPC-17 (27o 41.83’ S e 46o 29.64’ W, lâmina d’água de 1.627 m) e GeoB 2107-3 (27o10,6’S, 46o27,1’W, lâmina d’água de 1084 m). As faixas escuras mostram o Último Máximo Glacial (UMG) e os eventos climáticos abruptos de escalas milenares ocorridos no Atlântico Norte e Groelândia durante a última deglaciação tais como: Heinrich Events (H1), Bølling- Alleröd (B/A) / Younger Dryas (YD) e o 8.2ka cold event (8.2ka) .........
102
Figura 25. Correlação entre: A- 18O do GRIP (Groelândia; Blunier et al., 1998); B- SST do Atlântico Norte (SU 81-18; 37046’N, 10011’W – Waelbroeck et al., 1998); C- SST e D- 18OW do Oeste do Atlântico Equatorial (GeoB 3129-3911; Weldeab et al., 2006); E- temperatura (D) de Vostock (Antártica; Jouzel et al., 2007), F- 18OW e G- SST do JPC-17 e GeoB 2107-3. As tarjas em cinza representam o último Máximo Glacial (UMG) e os eventos climáticos abruptos ocorridos durante a última deglaciação. H1- Heinrich Event; B/A Bølling- Alleröd; YD- Younger Dryas; ACR- “Antartic Cold Reversal”. A seta preta indica o MWP1a (Melt Water Pulse 1a), o primeiro pulso de água doce do derretimento da Laurentide Ice sheet no Atlântico Norte após o UMG .....................................................
109
Figura 26. Correlação entre a razão Mg/Ca, 18OW (VSMOW), 18O de G. ruber do JPC-17 (VPDB), 18O de G. ruber do GeoB 2107-3 (VPDB) e porcentagem do plexo menardiforme (taxon de foraminífero planctônicos indicador de águas quentes e termoclina profunda). A tarja cinza evidencia o possivel evento de 8.2ka ........................................................................
114
14
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Equações de paleotemperatura de carbonatos precipitados inorganicamente e biogenicamente (Foraminífero planctônico, ex. Globigerinoides ruber). (SK74) = Shakleton (1974); (EL83) = Erez e Luz (1983); (KO97) = Kim e O’Neil (1997); (ML02) = Mulitza et al. (2002); (ML03) = Mulitza et al. (2003) .....................
42
Tabela 2. Dados, tipos de análises e referências dos testemunhos estudados no setor Oeste do Atlântico Sul ..................................
51
Tabela 3. Idades absolutas por 14C AMS medidas em amostras monoespecíficas de Globigerinoides sacculifer para o testemunho GeoB 2107-3 (Heil, 2006). As idades foram calibradas para idade calendário (AP) usando a curva de calibração de Fairbanks et al. (2005) ...........................................
61
15
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
B/A Bølling- Alleröd AC Águas Costeiras ACAS Água Central do Atlântico Sul ACC Antartic Circumpolar Current ACR Antartic Cold Reversal AIS Antartic Ice-Sheet AMOC Atlantic Meridional Overturn Circulation AMR Análogo Moderno Revisado BMC Brazil-Malvinas Confluence BP Before Present CB Corrente do Brasil CC Correntes Costeiras CCA Corrente Circumpolar da Antártica CM Correbte das Malvinas CNB Corrente Norte do Brasil CTH Termohanine Circulation GNAIW Glacial North Atlantic Intermediary Water H1 Heinrich Events 1 IRD Ice Refted Debris ITCZ Intertropical Convergence Zone LCDW Low Circumpolar Deep Water LGM Last Glacial Maximum LIA MIS
Little Ice Age Marine Isotope Stages
MWP1 Melt water pulse 1 NADW North Atlantic Deep Water NBS National Bureau of Standards PDB Pee Dee Belemnite PRP Pluma do rio da Prata RNA Redes Neurais Artificiais SACW South Atlantic Central Water SEC South Equatorial Current– TAM Técnica do Análogo Moderno UMG Último Maximo Glacial VPDB Vienna Pee Dee Belemnite WSDW Weddell Sea Deep Water YD Younger Dryas
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SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ......................................................................................... 18
2 OBJETIVOS ............................................................................................ 23
3 BASE TEÓRICA ......................................................................................
3.1. EVENTOS PALEOCLIMÁTICOS DURANTE OS ÚLTIMOS 50ka ......
24
24
3.1.1 O Último Máximo Glacial (UMG) ..................................................... 24
3.1.2 Eventos Abruptos de escalas milenares: Eventos de Heinrich (H), Dansgaard-Oeschger (D/O), e o Younger Dryas ....................
25
3.1.3 O Bølling- Alleröd (B/A) ……………………………………………….. 29
3.1.4 O Younger Dryas (YD) ..................................................................... 30
3.1.5 O Holoceno ....................................................................................... 31
3.2 PROXIES PALEOCLIMÁTICOS/PALEOCEANOGRÁFICOS .............. 32
3.2.1 Foraminíferos planctônicos ............................................................ 32
3.2.2 Bioestratigrafia ................................................................................. 33
3.3 PROXIES DE PALEOTEMPERATURA: PRINCIPAIS DIFERENÇAS . 35
3.3.1 Função de transferência ................................................................. 36
3.3.2 Índice de Insaturação de Alquenona (Uk37) ................................. 37
3.3.3 Razão Mg/Ca como proxy de paleotemperatura ........................... 38
3.3.3.1 Tipos de Calibração e Curvas de Calibração ................................. 39
3.3.3.2 Protocolos de limpeza de Mg/Ca em carbonatos ........................... 40
3.3.3.3 Equações de paleotemperatura em carbonatos ............................. 41
4. ÁREA DE ESTUDO ................................................................................ 43
4.1 CIRCULAÇÃO SUPERFICIAL ..................................................... 43
4.2. CIRCULAÇÃO PROFUNDA ................................................................ 47
5 MATERIAIS E MÉTODOS ............................................................. 50
5.1 DESCRIÇÃO LITOLÓGICA DOS TESTEMUNHOS .............................
5.2 ANÁLISES DA ASSEMBLÉIA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS ................................................................................
52
55
5.3 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO ................................................ 56
5.4 ANÁLISES DE GEOQUÍMICA ORGÂNICA .......................................... 57
5.5 ANÁLISES DE Mg/Ca E ESTIMATIVA DE PALEOTEMPERATURA DAS ÁGUAS SUPERFICIAIS ..............................................................
58
5.6 ESTIMATIVAS DA COMPOSIÇÃO ISOTÓPICA DE OXIGÊNIO DA ÁGUA SUPERFICIAL (18OW) .............................................................
59
5.7 CRONOLOGIA ...................................................................................... 60
17
6 RESULTADOS ........................................................................................ 62
6.1 CRONOLOGIA ...................................................................................... 62
6.2 FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS/BIOESTRATIGRAFIA ............... 64
6.2.1 Testemunho JPC-17 ........................................................................ 66
6.2.2 Testemunho JPC-95 ........................................................................ 68
6.2.3 Testemunho GEOB 6206-3 .............................................................. 69
6.3 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO ................................................ 74
6.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA .................................................................. 74
6.5 RAZÃO Mg/Ca E TEMPERATURA SUPERFICIAL .............................. 76
6.6 ESTIMATIVA DE PALEOSSALINIDADE .............................................. 79
7 DISCUSSÕES ......................................................................................... 81
7.1 FREQUÊNCIA DA FAUNA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS E SUA RELAÇÃO COM A TEMPERATURA, SALINIDADE E PRODUTIVIDADE ...............................................................................
7.1.1 Plexo menardiforme ........................................................................
7.1.2 Plexo Pulleniatina ............................................................................
7.1.3 Globorotalia inflata ..........................................................................
7.1.4 Globorotalia truncatulinoides sp. ...................................................
7.1.5 Neogloboquadrina Dutertrei ...........................................................
7.1.6 Número de foraminíferos ................................................................
81
82
86
88
89
90
92
7.2 RECONSTITUIÇÃO PALEOAMBIENTAL DO TESTEMUNHO JPC-17 93
8 CONCLUSÕES ........................................................................................ 115
9 REFERÊNCIAS ....................................................................................... 117
18
1 INTRODUÇÃO
Os sistemas de circulação oceânica e de circulação atmosférica são
importantes na manutenção do equilíbrio térmico do planeta, sendo os principais
responsáveis pelo controle do clima mundial. Qualquer alteração no padrão de
circulação, tanto atmosférica quanto oceânica, pode desequilibrar a distribuição de
energia no planeta, promovendo mudanças climáticas (GHIL et al., 1987). Ao longo
de sua história mais recente (os últimos 2 milhões de anos), o planeta passou por
frequentes variações climáticas, alternando entre intervalos glaciais e interglaciais, o
que gerou grandes transformações na dinâmica de circulação oceano-atmosfera, na
biodiversidade e nos processos biogeoquímicos. Essas flutuações climáticas
ocorreram de forma cíclica e estão fortemente relacionadas a fatores orbitais ligados
aos ciclos de Milankovitch (excentricidade; obliqüidade e precessão que ocorrem
com frequência de ~100ka; ~40ka e ~21/19ka respectivamente).
Oscilações climáticas do Neógeno Superior também são relacionadas a
flutuações na produção da Água de Fundo do Atlântico Norte - AFAN (North Atlantic
Deep Water- NADW), associadas a mudanças no padrão de circulação termohalina -
CTH (Termohaline Circulation - THC) dos oceanos (MASLIN, 1995; BACON, 1998;
BURNS e MASLIN, 1999). A circulação termohalina é um sistema de circulação
oceânica impulsionada pela diferença de densidade (temperatura e salinidade) das
águas. De uma forma geral, correntes superficiais quentes fluem em direção aos
pólos onde perdem calor, ganham densidade, afundam e retornam em direção ao
Equador em profundidades intermediárias ou próxima ao fundo. Em determinadas
19
regiões do globo, essas massas d’água profundas perdem densidade e aflora na
superfície dos oceanos, fluindo novamente para os polos fechando o circuito
denominado Conveyor belt (Figura 1).
Dados geoquímicos indicam que a circulação oceânica durante o último
intervalo glacial foi consideravelmente diferente da atual sugerindo que a AFAN
tenha se tornado mais lenta ou cessado durante o último máximo glacial (BURNS e
MASLIN, 1999). De acordo com MASLIN (1995), a expansão de gelo sobre o
Hemisfério Norte e a expansão do mar de gelo durante o ultimo período glacial teria
deslocado a região de formação da AFAN (atualmente próxima ao mar da
Groelândia, Islândia e Noruega) provocando sua redução ou interrupção. Segundo
Curry e Oppo (2005), a AFAN teria se tornado mais rasa sendo substituída pela
Glacial North Atlantic Intermediary Water (GNAIW) que teria se expandido pelo
Atlântico Sul durante esse episódio climático.
________________________________________________________________
A circulação termohalina é altamente sensível às variações na concentração
de sal e temperatura do Atlântico Norte (BIANCHI e MCCAVE, 1999; SCHMIDT et
al., 2006). Injeções de água doce no Atlântico Norte durante o último ciclo glacial,
Figura 1: Esquema de circulação termohalina global (Conveyor Belt). Fonte:http://oceanservice.noaa.gov/education/yos/resource/JetStream/ocean/circulation.htm. Acessado em 27/04/2010.
20
proveniente do derretimento do gelo continental (Laurentide Ice sheet), teriam
perturbado o transporte de águas quentes e salinas da região tropical para as altas
latitudes do Atlântico Norte via Corrente do Golfo (Gulf Stream) causando um
colapso da produção da AFAN. Flutuações na formação da AFAN em escalas
milenares estão relacionados aos eventos abruptos e de alta frequência no clima do
Atlântico Norte e da Groelândia durante os últimos 60 ka, tais como Heinrich (H),
Dansgaard-Oeschger (D/O) e o Younger Dryas (YD), incluindo o “Cold-Event de 8.2
ka”, o mais forte e proeminente evento dos últimos 11ka (BLUNIER et al., 1998;
MASLIN et al., 2001; ELLIOT et al., 2002; RAHMSTORF, 2002; SCHMIDT et al.,
2006; CARLSON et al., 2008). Esses eventos apresentam repercusão global
estando relacionados a flutuações na posição média da Zona de Convergência
Intertropical (Intertropical Convergence Zone - ITCZ), causando aumento da
precipitação no Sudeste e Nordeste brasileiro quando deslocada para Sul (ARZ et
al., 1998; ARZ et al., 1999A; BEHLING et al., 2000; CRUZ et al., 2005a; CRUZ et al.,
2006; WANG et al., 2007), além de mudanças nos sistemas de monções da América
do Sul e Ásia (CHENG et al., 2009); flutuações na Circulação Meridional do
Atlântico (Atlantic Meridional Overturn Circulation – AMOC) (McMANUS et al., 2004;
WELDEAB et al., 2006); aumento da produtividade devido ao fortalecimento da
ressurgência no Pacífico Equatorial (KIENAST et al., 2006) e flutuações na
temperatura na Antártica (KANFOUSH et al., 2000; BIANCHI e GERSONDE, 2004).
Essas evidências paleoclimáticas são consistentes com modelos climáticos de
circulação oceânica e atmosférica (ZHANG e DELWORTH, 2005; LeGRANDE et al.,
2006; SWINGEDOUW et al., 2006; BROCCOLI et al., 2006; WEBER e DRIJHOUT,
2007). Redução e/ou interrupção do transporte de calor e sal do Atlântico Sul para o
Atlântico Norte (AMOC) relacionado à redução/interrupção da CTH gera um
resfriamento do Atlântico Norte e um acúmulo de calor e sal no Oeste do Atlântico
tropical e subtropical durante o UMG, o H1 e o YD (McMANUS et al., 2004;
WELDEAB et al., 2006; CARLSON et al., 2008). O aumento da salinidade no Oeste
do Atlântico tropical (Caribe) e no Leste do Pacífico também está relacionado ao
deslocamento da ITCZ para sul, aumentando a taxa de evaporação na região
(SCHMIDT et al., 2006; LEDUC et al., 2007).
Dentro desse contexto climático e oceanográfico, o Atlântico Sul exerce papel
fundamental, pois, além de interligar os oceanos Índico e Pacífico e ser local de
origem de importantes massas d`água de fundo (p.ex., Água Intermediária da
21
Antártica AIA e Água de Fundo da Antártica - AFA), que participam da circulação
termohalina, ele é o principal fornecedor de calor para a porção setentrional do
Atlântico (GORDON, 1996; REID, 1996; DIEKMANN et al., 1999; CURRY e OPPO,
2005). É interessante entender o comportamento do Atlântico Sul durante as
oscilações climáticas ocorridas em diferentes escalas de tempo, pois permite a
construção de modelos oceanográficos e climáticos robustos para avaliar vários
cenários das mudanças climáticas futuras, e incertezas associadas.
Em estudos com abordagens paleoceanográficas e paleoclimáticas a partir de
sedimentos oceânicos, é reconhecida a alta sensibilidade dos foraminíferos
planctônicos às variações ambientais (temperatura, salinidade, produtividade, entre
outros) da água do mar, com decorrente flutuação na diversidade e abundância
relativa dos vários táxons (ERICSON e WOLLING, 1968; PRELL E DAMUTH (1978);
KUKLA et al., 1997; WAELBROECK et al., 1998; BACKSTROM et al., 2001). Além
disso, variações paleoceanográficas e paleoclimáticas podem ser identificadas
através de dados geoquímicos extraídos das carapaças de foraminíferos. Dessa
forma, dados como isótopos estáveis de Oxigênio (18O), de Carbono (13C), de Lítio
(7Li) e de Cálcio (44Ca), além das razões Mg/Ca, Cd/Ca, Sr/Ca e Li/Ca entre
outras, vêm sendo utilizados na reconstituição da paleocirculação,
paleotemperaturas, paleossalinidade, paleoprodutividade, entre outros (OPPO e
HOROWITZ, 2000; GUSSONE et al., 2004; MARRIOTT et al., 2004; CURRY e
OPPO, 2005).
A temperatura superficial do mar (TSM) é um dos mais importantes dados
paleoceanográficos utilizados em modelos oceanográficos e climáticos de
reconstituições e previsões climáticas. O 18O é o mais conhecido e difundido proxy
de paleotemperatura aplicado em estudos paleooceanográficos, mas seu emprego
requer cautela, uma vez que outros fatores ambientais como a salinidade, pH e a
concentração do isótopo no oceano (variação do volume de gelo), também
controlam e/ou influenciam na incorporação desse isótopo em carbonatos
(SCHMIDT e MULITZA, 2002; LeGRANDE e SCHMIDT, 2006), o que pode gerar
interpretações equivocadas sobre a TSM. É difícil isolar o efeito da temperatura,
salinidade e/ou volume de gelo nos registros de 18O, sem o auxílio de outros
proxies. Nas últimas décadas, vêm sendo desenvolvidos métodos alternativos para
determinar a paleotemperatura, entre eles estão o uso das funções de transferência,
22
insaturação de alquenonas (UK37), de isótopos de Cálcio (44Ca) e da razão Mg/Ca
em carbonatos (PRAHL et al., 1988; MULLER et al., 1998; BARD et al., 1997;
HERBERT e SCHUFFERT, 2000; GUSSONE et al., 2003; ANAND et al., 2003;
ROSELL-MELÉ et al., 2004; MARRIOTT et al., 2004; McCONNELL e THUNELL,
2005; KISAKÜREK et al., 2008; REGENBERG et al., 2009). A razão Mg/Ca tem
distintas vantagens sobre outros proxies de paleotemperatura, pois o sinal é
registrado nas carapaças simultaneamente (mesmo tempo e espaço) com os sinais
de 18O. A correlação entre esses dois proxies (Mg/Ca e 18O) tem se mostrado
muito eficaz, resultando em estimativas confiáveis e precisas da TSM (ELDERFIELD
e GANSSEN, 2000; GUSSONE et al., 2004). Através da correlação entre registros
de Mg/Ca e 18O em carapaças de foraminíferos planctônicos, é possível isolar o
fator temperatura/salinidade desses registros e determinar a paleotemperatura,
paleossalinidade, incluindo mudanças na paleocirculação superficial e balanço
evaporação/precipitação da região durante certo intervalo de tempo (GUSSONE et
al., 2004; SCHMIDT et al., 2004b; BARKER et al., 2005; CARLSON et al., 2008;
CHIESSI et al., 2008).
Com os crescentes debates sobre as variações climáticas e o aquecimento
global, aumenta o interesse dos cientistas em entender as causas, a freqüência e a
intensidade dos processos envolvidos nas variações climáticas em diversas escalas
espaço-temporal e na avaliação de tendências paleoclimáticas de longo prazo.
Nesse contexto, o objetivo desse trabalho é reconhecer, no setor Sudoeste do
Atlântico Sul, a ocorrência de eventos paleoclimáticos abruptos ocorridos durante os
últimos 50 ka, registrados através das mudanças na temperatura e salinidade das
águas superficiais dessa região. Pretende-se também compreender a dinâmica da
paleocirculação superficial e balanço de precipitação/evaporação local ao longo
deste período.
23
2 OBJETIVOS
Como objetivos específicos tem-se:
1- Estimar a paleotemperatura das águas superficiais do setor Sudoeste do
Atlântico Sul durante os últimos 50ka através da analise de razão Mg/Ca
medidos em carapaças de foraminíferos planctônicos (Globigerinoides ruber)
do testemunho JPC-17.
2- Correlacionar os resultados de Mg/Ca e isótopos estáveis de Oxigênio (18O)
medidos em carapaças de G. ruber, com o objetivo de estimar a composição
isotópica das águas superficiais da região (18OW) durante os últimos 50ka
fazendo inferências sobre variações na paleossalinidade.
3- Correlacionar os registros paleoclimáticos e as variações na temperatura e
salinidade observados no testemunho JPC-17 com outros testemunhos
coletados na região.
4- Analisar o padrão de freqüência dos táxons de foraminíferos planctônicos ao
longo dos testemunhos JPC-17, JPC-95 e GeoB 6206-3.
5- Avaliar a influencia da temperatura, salinidade e produtividade na freqüência
e abundancia de foraminíferos planctônicos do testemunho JPC-17 e
correlacionar esse
24
3 BASE TEÓRICA
3.1. EVENTOS PALEOCLIMÁTICOS DURANTE OS ÚLTIMOS 50ka
3.1.1 O Último Máximo Glacial (UMG)
O último máximo glacial foi um evento climático ocorrido na última glaciação
(18-23ka) caracterizado pela máxima expansão do gelo sobre a Europa e a América
do Norte. A expansão da cobertura de gelo provocou o rebaixamento do nível do
mar, um aumento na razão isotópica de 18O nos oceanos devido ao maior acúmulo
de 16O nessas calotas de gelo, além de aumentar a quantidade de energia solar
refletida para o espaço (aumento do Albedo), favorecendo ainda mais o resfriamento
do clima (KENNETT, 1982; BRADLEY, 1985; SIDDAL et al., 2003).
Durante o UMG a temperatura superficial do Atlântico Equatorial sofreu uma
redução de 2-3oC em relação ao Holoceno (LEARet al., 2000; ROSSEL-MELÉ et al.,
2004; BARKER et al., 2005; WELDEAB et al., 2006), enquanto que a redução da
temperatura entorno da Antártica foi de 3-4oC (BRATHAUER e ABELMANN, 1999).
A concentração de CO2 e CH4 na atmosfera também foi baixa em relação ao
Holoceno, com valores entre 190 ppmv e 350-400 ppbv respectivamente (MONNIN
et al., 2001; PETIT et al., 1999; BROOK et al., 2000; BLUNIER e BROOK, 2001;
figura 2A, E e F).
Embora questionada recentemente por Lynch-Stieglitz et al. (2007), grande
maioria dos trabalhos sugerem um senário de redução/interrupção da APAN,
25
principal propulsora da circulação termohalina, durante o UMG (WEBB et al., 1997;
BURNS e MASLIN, 1999; LYNCH-STIEGLITZ et al., 1999; ELLIOT et al., 2002;
RAHMSTORF, 2002, entre outros). O UMG está associado também a redução da
circulação meridional do Atlântico (McMANUS et al., 2004; SCHMIDT et al., 2004b;
WELDEAB et al., 2006), deslocamento da Zona de Convergência intertropical para o
Sul (ARZ et al., 1998; BEHLING et al., 2000; ZHANG e DELWORTH, 2005;
BROCCOLI et al., 2006) e a intensificação dos ventos alísios de sudeste (SHI et al.,
2001) e deslocamento dos westerlies para Norte (STUUT e LAMY, 2004; KAISER et
al., 2005; TOGGWEILER et al., 2006; TOGGWEILER e RUSSELL, 2008).
Os registros climáticos revelam aumento da umidade no Norte do Chile e
Sudoeste da Africa (STUUT e LAMY, 2004), aumento da ressurgência no Oeste da
África (SHI et al., 2001), expansão do mar de gelo da Antártica (GERSONDE, 2005)
e avanço de 30 em latitude das frentes polares e subpolares em direção ao Equador
(BRATHAUER e ABLMANN, 1999). No Brasil o UMG é marcado por um clima
predominantemente (LEDRU et al., 1998a; BEHLING, 2002; BEHLING et al., 2002;
SIFEDDINE et al., 2003; BEHLING et al., 2005). Estudando registros paleoclimáticos
de seis lagos no Norte e centro Sul do Brasil, Ledru et al. (1998a) observaram um
hiato sedimentar durante o UMG e sugeriu um clima seco como responsável por
essa descontinuidade sedimentar. De acordo com Behling et al. (2002) a
precipitação média anual do Sudeste brasileiro deve ter sido menor que 1400mm,
enquanto que a temperatura foi 5-7oC menor em relação ao Holoceno, o que
possibilitou o estabelecimento de vegetação de campo na região. Por outro lado,
LEDRU et al. (2005) sugerem um clima úmido para a região de Colônia, Sudeste
brasileiro durante o UMG.
3.1.2 Eventos abruptos de escalas milenares: eventos de Heinrich (H),
Dansgaard-Oeschger (D/O), e o Younger Dryas (YD)
O último período glacial (referido aqui com intervalo de tempo entre ~84 –
11ka) foi marcado por grandes instabilidades climáticas ocorridas em escalas
milenares. Eventos climáticos abruptos tais como o evento de Heinrich (H),
Dansgaard-Oeschger (D/O), Bølling- Alleröd (B/A) e o Younger Dryas foram
26
registrados em testemunhos de gelo da Groelândia e em sedimentos do Atlântico
Norte (Figura 2 e 3).
Os eventos conhecidos como Heirinch são intensos e quase periódicos pulsos
de icebergs provenientes da calota de gelo continental Laurentide Ice Sheet
ocorridos entre 10-80ka (MASLIN, 1995; BROECKER et al., 1992; DANSGAARD et
al., 1993; ELLIOT et al., 2002; RAHMSTORF, 2002; LAMBECK et al., 2002; entre
outros). Eles são caracterizados por camadas de detritos (Ice Refted Debris - IRD)
que se estendem por uma grande área do Atlântico Norte proveniente do
derretimento desses icebergs (BOND et al., 1993; BOND et al., 1997; MASLIN,
1995; MASLIN et al., 2001; BARD et al., 2000; LAMBECK et al., 2002) (Figura 3).
Os Heirinch ocorrem com uma freqüência em torno de 7 a 12 Ka (MASLIN et
al., 2001; ELLIOT et al., 2002) e estão associados a diminuição de gás metano na
atmosfera (BLUNIER et al., 1998; BROOK et al., 2000; BLUNIER e BROOK, 2001;
figura 2 E e F), ao resfriamento do Atlântico Norte, deslocamento da ITCZ para Sul,
redução da circulação termohalina e redução da circulação meridional do Atlântico
(AMOC) (ARZ et al., 1998; WEALBROECK et al., 1998; BARD et al., 2000;
BEHLING et al., 2000; McMANUS et al., 2004; PIOTROWSKI et al., 2004; SCHMIDT
et al., 2004b; ZHANG e DELWORTH, 2005; BROCCOLI et al., 2006; WELDEAB et
al., 2006; CARLSONet al., 2008).
Os efeitos dos eventos de Heinrich apresentam expressão global, sendo
evidenciados por aumento da temperatura e salinidade no Oeste do Atlântico tropical
e subtropical (SCHMIDT et al., 2004b; SCHMIDT et al., 2006; TOLEDO et al., 2007;
CARLSON et al., 2008; PIVEL, 2010; MANGINI et al., 2010), intensificação das
chuvas no Nordeste brasileiro (ARZ et al., 1998; BEHLING et al., 2000), redução do
transporte de umidade entre o Atlântico e o Pacífico Equatorial (LEDUC et al., 2007),
aquecimento e recuo do mar de gelo de inverno na Antártica (BIANCHI e
GERSONDE, 2004; JOUZEL et al., 2007), aumento da aridez na península IBÉrica,
com desertificação no Sul e substituição da vegetação arbórea por plantas
herbáceas no Norte (SEPULCHRE et al., 2007).
Já os eventos ou ciclos de Dansgaard-Oeschger (D/O) são episódios
climáticos de alta freqüência ocorridos em intervalos de 1-3ka durante a última
glaciação (DANSGAARD et al., 1993; MASLIN et al., 2001; ELLIOT et al., 2002).
27
___________________________________________________________________
Figura 2: Curvas de 18O, D, CO2 e CH4 da Antártica (Byrd, Vostock e Dome C) e Groelândia (GRIP e GISP2). A - Concentração de CO2 na atmosfera EPICA Dome C (Monnin et al., 2001; Petit et al., 1999); B - 3 pts de média móvel 18Ogelo GRIP (Dansgaard et al., 1993; Grootes et al., 1993); C - 3 pts de média móvel de 18Ogelo de Byrd, Oeste da Antártica (Johnsen et al., 1972); D – temperatura da Antártica D (Jouzel et al., 2007); E - CH4 de GISP2 Groelândia (Brook et al., 2000); F - CH4 de Byrd Antártica (Blunier e Brook, 2001). A cronologia é apresentada em idade calendário antes de 1950. UMG – Último Máximo Glacial; YD - Younger Dryas; H(1-6) - eventos de Heinrich; B/A - Bolling/Allerod; ACR - Antartic Cold Reversal; 8.2ka – evento abrupt de 8.2ka. Números representam os eventos de Dansgaard-Oschger.
1
234 56
78
9
1011
12
13
141516
17
18
19 2021
AC
R
Antártica
Antártica
Antártica
Antártica
Groelândia
A
B
C
D
E
F
Holoceno
YD
8.2
ka
H1 H2 H3 H4 H5 H6
B/A
UM
G
0 20 40 60 80
Idade (ka AP)
300
400
500
600
700
800
CH
4(p
pbv)
300
400
500
600
700
800
CH
4(p
pbv)
180
200
220
240
260
280
300
CO
2(p
pm
v)
-42
-40
-38
-36
-34
-32
18O
(%)
-48
-44
-40
-36
-32
18O
(%)
-460
-440
-420
-400
-380
-360
D(%
)
Groelândia
28
Os eventos de Dansgaard-Oeschger (D/O) consistem em 25 intervalos de
aquecimento abrupto (próximo as condições interglaciais) identificados em
testemunhos de gelo da Groelândia (DANSGAARD et al., 1993; GROOTES et al.,
1993; figura 2B e 3), também caracterizado por fluxos de água doce em forma de
icebergs no Atlântico Norte (ELLIOT et al., 2002). Evidencias de redução da
formação da APAN durante esses eventos ainda é ambíguo, mas é possível que
tenha sido reduzida ou se tornado mais rasa (ELLIOT et al., 2002). Durante os
eventos D/O são observados aumento na concentração de gás metano na atmosfera
conforme observado em testemunhos de gelo da Groelência e Antártica (Figura 2E
e F).
__________________________________________________________________
Os eventos O/D também tem repercussão global sendo registrado no Atlântico
Norte (SCHMIDT et al., 2006) e na Antártica (BLUNIER et al., 1998). As variações de
temperatura na Groelândia inferidas por medidas de 18O são caracterizadas por
Figura 3: (Topo) Registro de 18O do testemunho de gelo da Groelândia (GISP2), mostrando os 20 dos 25 eventos de dansgaard-Oeschger (D/O) durante o último intervalo glacial (Grootes et al., 1993). O gráfico de baixo mostra os registros de Ice rafted debris (IRD) durante os 6 eventos de Heinrich de um testemunho marinho do Atlântico Norte (Bond e Lotti, 1995)
29
rápido aquecimento e gradual resfriamento, enquanto os registros da Antártica
mostram um gradual aquecimento e resfriamento que ocorre em antifase com os
registros da Groelândia (BLUNIER et al., 1998). De acordo com Kanfoush et al.
(2000), os eventos D/O de número 8, 12, 14 e possivelmente o 16 e 17 estão
relacionados a episódios de deposição de IRD (AS2 – SA6) no Atlântico Sul
ocorridos em escala milenar durante a última glaciação.
As causas para os eventos de Heinrich e Dansgaard-Oeschger permanecem
em debate, porem a hipótese mais aceita envolve o aumento do fluxo de icebergs no
Atlântico Norte provocados pela desestabilização da Laurentide Ice Sheet. Essa
desestabilização pode ter sido provocada pela expansão da calota de gelo que
alcançou seu ponto crítico de instabilidade e/ou pelas flutuações do nível do mar
durante a última glaciação. O aumento de água doce no Atlântico Norte teria
enfraquecido a circulação termohalina.
Durante o último intervalo glacial, as calotas de gelo se expandiram sobre o
Hemisfério Norte e em certos intervalos de tempo elas liberaram grandes
quantidades de água doce em forma de icebergs no Atlântico Norte. Esse aporte de
água doce teria reduzido a salinidade a um ponto crítico de impedir que as águas
superficiais afundassem nas altas latitudes para formar a Água de Fundo do
Atlântico Norte (APAN). O enfraquecimento da formação da APAN (circulação
termohalina) causou a interrupção da troca de calor entre o Atlântico Sul e Norte,
levando a um resfriamento no Sul e aquecimento do Norte (ELLIOT et al., 2002;
McMANUS et al., 2004; ZHANG e DELWORTH, 2005; LeGRANDE et al., 2006;
SWINGEDOUW et al., 2006; WEBER e DRIJHOUT, 2007).
3.1.3 O Bølling- Alleröd (B/A)
Entre o evento Heirinch 1 e o Younger Dryas (discutido em seguida) ocorreu
um evento de aquecimento ocorrido por volta de 14-15ka conhecido como Bølling-
Alleröd (B/A) (Figura 2). Esse evento é caracterizado por condições climáticas
próximas as condições atuais, com concentrações de CH4 próximas as encontradas
no Holoceno (~700ppbv) (BROOK et al., 2000; BLUNIER e BROOK, 2001; figura 2D
e E), revigoração da circulação termohalina e meridional do Atlântico (McMANUS et
30
al., 2004; PIOTROWSKI et al., 2004) e conseqüente redução da salinidade do Oeste
do Atlântico tropical e subtropical relacionados ao estabelecimento do transporte de
sal e calor para as altas latitudes do Atlântico Norte (SCHMIDT et al., 2004b;
WELDEAB et al., 2006; CARLSON et al., 2008).
O Bølling- Alleröd ocorre quase simultaneamente com o evento de resfriamento
da Antártica conhecido como Antártic Cold Reversal (ACR). O ACR é caracterizado
por queda da temperatura da Antártica (JOHNSEN et al., 2007; Figura 2B e C),
avanço do mar de gelo de inverno (BIANCHI e GERSONDE, 2005) e a deposição de
IRD (SA0) no Atlântico Sul possivelmente provenientes de icebergs que se
desprenderam da Antártica (KANFOUSH et al., 2000).
As causas para o aquecimento durante o A/B ainda não são claras, porem fluxo
de águas quentes e salinas do oceano Índico no Atlântico Sul e a revigoração do
transporte de sal para as altas latitudes do Atlântico Norte vem sendo apontado
como uma possível causa (KNORR e LOHMANN, 2003; CHIESSI et al., 2008).
3.1.4 O Younger Dryas (YD)
O Younger Dryas (YD) foi um evento paleoclimático abrupto ocorrido entre
12.9-11.5ka AP, caracterizado por um rápido retorno do clima as condições glaciais,
interrompendo a tendência de aquecimento durante a última deglaciação
(Terminação 1). Durante o YD a concentração de CO2 na atmosfera esteve em volta
de 240 ppmv (Monnin et al., 2001 – figura 2A), enquanto os níveis de CH4 foram
reduzidos (BROOK et al., 2000; BLUNIER e BROOK, 2001; figura 2D e E), houve
um relativo aumento da temperatura na Antártica (JOUZEL et al., 2007 – Figura 2D)
e retração do mar de gelo (BIANCHI e GERSONDE, 2004).
Assim como os eventos de Heirinch e o UMG, o Younger Dryas está
relacionado ao resfriamento do Atlântico Norte (WEALBROECK et al., 1998), ao
deslocamento da ITCZ para Sul (ZHANG e DELWORTH, 2005; BROCCOLI et al.,
2006), a reduções da CTH e da AMOC (McMANUS et al., 2004; SCHMIDT et al.,
2004b; WELDEAB et al., 2006; CARLSON et al., 2008), embora a redução da AMOC
tenha sido mais fraca em relação a redução durante o H1 (McMANUS et al., 2004).
31
As causas do Younger Dryas permanecem incertas, porem, entre as hipóteses
em debate estão a redução da circulação termohalina, diminuição da radiação solar
(RENSSEN et al., 2000) e impacto de corpos celestes (CARLSON, 2010).
3.1.5 O Holoceno
O Holoceno é um intervalo de tempo que se iniciou a ~11ka e se estende até o
recente. Ele é caracterizado pelo aumento da concentração de CO2 e CH4 na
atmosfera, apresentando valores de ~280ppmv e ~600ppbv respectivamente (Figura
2A, E e F), revigoração da CTH e da AMOC, aumento relativo do nível do mar
(SIDDAL et al., 2003), avanço do mar de gelo de inverno na Antártica (BIANCHI e
GERSONDE, 2004). No Brasil o clima foi quente e seco durante o início do Holoceno
passando a quente e úmido do meio para o presente, com galerias de florestas
substituindo a vegetação de campos no Sul do Brasil (LEDRU et al., 1998b; TURQ
et al., 2002; BEHLING, 2002; BEHLING et al., 2005). A transição de clima árido para
úmido estaria relacionada a maior penetração de massas de ar úmidas provenientes
da Amazônia sobre o Brasil, provocadas por aumento da insolação no Hemisfério
Sul (TURQ et al., 2002).
O Holoceno é um período de clima relativamente quente e estável em
comparação a última glaciação, embora alguns intervalos de variabilidade climática
seja registrados, com destaque para o evento climático de 8.2ka, a pequena era do
gelo (Little Ice Age – LIA) ocorrido por volta de 1900-1400 AP e o Medeval Warm
Period - MWP) ocorrido por volta de 1300-900 AP. O LIA é caracterizado por
condições climáticas áridas no Hemisfério Norte e úmidas no Sul, como
conseqüência de um rápido deslocamento da ITCZ para Sul (NEWTON et al., 2006).
O evento de 8.2Ka é o mais forte e proeminente evento de clima frio/seco
registrado durante os últimos 11Ka (BARBER et al., 1999; ALLEY et al., 1997;
MASLIN et al., 2001). Esse evento é caracterizado por reduções na concentração de
CO2 na atmosfera (INDERMUHLE et al., 1999; WAGNER et al., 2002), por
resfriamento e reavanço do mar de gelo do setor Atlântico da Antártica (Bianchi e
Gersonde, 2005). Apesar de controverso, o evento de 8.2ka apresenta extensão
global, sendo reconhecido em lagos da América do Norte (HU et al., 1999; LUTZ et
32
al, 2007), na Europa (GRAFENSTEIN et al., 1999; McDERMOTT et al., 1999;
BALDINI et al., 2002), no Atlântico Sul (LJUNG et al., 2007) e Asia (CHENG et al.,
2009), entre outros. No Brasil, o evento de 8.2ka é associado à intensificação das
monções de verão da América do Sul (CHENG et al., 2009).
As causas para o evento climático de 8.2ka permanecem em debate, mas de
acordo com Baber et al. (1999), um catastrófico colapso do gelo remanescente da
Laurentide ice sheet lançou um volume de 2 x 1014 m3 de água doce através do
estreito de Hudson dentro do mar de Labrador (Atlântico Norte) teria desestabilizado
a circulação termohalina, iniciando o 8.2 Cold Event.
3.2. PROXIES PALEOCLIMÁTICOS/PALEOCEANOGRÁFICOS
3.2.1. Foraminíferos planctônicos
Os foraminíferos são organismos unicelulares, eucariontes (reino Protista),
aquáticos, que vivem majoritariamente em ambientes mixohalinos a marinhos
normais, tanto no substrato (bentônicos) quanto na coluna d’água (planctônicos). Os
foraminíferos planctônicos têm grande variabilidade morfológica, alta taxa de
evolução e ampla distribuição geográfica, além de serem altamente sensíveis às
variações ambientais, principalmente temperatura e salinidade dos oceanos, por
esta razão são ferramentas importantes em estudos paleoclimáticos,
paleoceanográficos e bioestratigráficos (PRELL E DAMUTH (1978); ERICSON e
WOLLIN, 1968; BAOHUA et al., 1997; VICALVI, 1997; KEMLE-VAN e
OBERHANSLI, 1999; VICALVI, 1999; PORTILHO-RAMOS et al., 2006)
Devido a sua sensibilidade, estudos da fauna atual de foraminíferos
planctônicos possibilitam estabelecer a relação entre a hidrologia de determinada
região, fatores físico-químicos (temperatura, salinidade, nutrientes, oxigênio e luz) e
parâmetros como a presença e a abundância de cada táxon e até mesmo o tamanho
dos espécimens. Essas informações são a chave para interpretar as condições
paleoceanográficas e paleoclimáticas de uma determinada região, uma vez que as
variações qualitativas e quantitativas de foraminíferos acumulados nos sedimentos
refletem as mudanças no padrão de circulação oceânica e no clima de uma região
ao longo do tempo geológico. Alguns cuidados, no entanto, devem ser tomados
33
quando se aplicam informações observadas em um oceano para interpretar
condições paleoceanográficas e/ou paleoclimáticas em outras áreas (BOLTOVSKOY
et al., 1996).
Muitos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos, baseados em
foraminíferos planctônicos, levam em consideração grau de dissolução das
carapaças (THOMPSON e SAITO, 1974), a proporção de espécies características
de águas frias e quentes registradas em testemunhos (Rodrigues e Carvalho, 1980;
VICALVI, 1977), espécies indicadoras de variações ambientais tais como Orbulina
universa (BÉ e Duplessy, 1976) e as representantes dos plexos menardiforme e
Pulleniatina (ERICSON e WOLLIN, 1968; BÉ et al., 1976; PRELL E DAMUTH
(1978); BAOHUA et al.,1997; VICALVI, 1997 e 1999; PORTILHO-RAMOS et al.,
2006). Já em regiões de altas latitudes, onde a diversidade desses organismos é
reduzida (BÉ, 1966), informaçõespaleoambientais são obtidas principalmente
através do padrão de freqüência entreas diferentes formas de Neogloboquadrina
pachyderma (enrolamento sinistrógero edestrógero), conforme observado por
KUKLA et al. (1997) e BACKSTROM et al. (2001).
3.2.2 Bioestratigrafia
A construção e/ou reconhecimento de um esquema bioestratigráfico
(biozoneamento) possibilita a identificação de uma seqüência lógica dos eventos
naturais ocorridos em uma dada região, no passado geológico. A bioestratigrafia foi
utilizada no presente trabalho, como ferramenta de correlação de eventos
paleoceanográficos e paleoclimáticos interpretados através de dados
micropaleontológicos (foraminíferos planctônicos) e geoquímicos (isótopos estáveis
de oxigênio - 18), o que auxiliará no desenvolvimento de uma moldura cronológica
para todos os testemunhos estudados.
Diferentemente do conceito bioestratigráfico tradicional, a bioestratigrafia para
o intervalo Pleistoceno-Holoceno baseada em foraminíferos planctônicos considera
flutuações regionais de táxons altamente sensíveis às variações ambientais,
principalmente na temperatura e salinidade das águas superficiais. Logo, os
biozoneamentos propostos especificamente para esse intervalo refletem
34
intimamente as oscilações climáticas durante o Neógeno final (ERICSON e WOLLIN,
1968; VICALVI, 1999; PORTILHO-RAMOS, 2006).
Devido ao fato de que a grande maioria das espécies de foraminíferos
planctônicos que vivem hoje nos oceanos surgiu antes ou no início do Pleistoceno,
quase não há surgimento ou extinção de espécies durante o intervalo Pleistoceno-
Holoceno, com exceção de Globigerina calida calida e Globorotalia hirsuta que
surgiram durante o Pleistoceno e Globorotalia fimbriata espécie exclusiva do
Holoceno (BOLLI e SAUNDERS, 1985). Nesse contexto Ericson e Wollin (1968)
propuseram um biozoneamento baseado em foraminíferos planctônicos que se
tornou referência no estudo da bioestratigrafia do Quaternário. Esses autores
dividiram o intervalo Pleistoceno-Holoceno em dez biozonas correspondentes aos
períodos glaciais e interglaciais, levando em consideração a presença/ausência do
plexo menardiforme, principal grupo de espécies indicadoras de águas quentes
(tropicais). Dessa forma, os intervalos de ocorrência desse plexo são considerados
interglaciais, enquanto sua ausência caracteriza intervalos glaciais. Assim, as
biozonas Q (glacial), R (interglacial), S (glacial), T (interglacial), U (glacial), V
(interglacial), W (glacial), X (interglacial) e Y (glacial) representam o Pleistoceno,
enquanto a biozona Z (pós-glacial) corresponde ao Holoceno.
Vicalvi (1997) realizou um trabalho pioneiro no Brasil, refinando o
biozoneamento original de Ericson e Wollin (1968) para o Neógeno superior,
dividindo as biozonas Z, Y e X em subzonas. Nesse trabalho, a biozona Z
(Holoceno), foi dividida em Z1 e Z2 e a zona X (pleistocênica), em X1 a X11. Esse
resultado foi alcançado considerando não somente a presença/ausência do plexo
menardiforme, mas também suas variações percentuais dentro de um mesmo
episódio climático. Em 1999, Vicalvi subdividiu a Biozona Y (pleistocênica) em Y1 a
Y5, baseando-se na freqüência do plexo Pulleniatina, um gênero cujo registro é
marcado por desaparecimentos e reaparecimentos regionais ao longo do
Quaternário no Atlântico Sul (BÉ et al., 1976; PRELL E DAMUTH (1978); VICALVI,
1999). Ao todo, Vicalvi (1999) identificou três níveis de desaparecimento local do
plexo Pulleniatina. O primeiro nível de desaparecimento desse plexo, denominado
YP.1 (primeiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata), ocorreu no final do último
episódio interglacial e corresponde ao limite entre as zonas X e Y de Ericson e
Wollin (1968), com idade absoluta estimada em 84.000 anos A.P. O segundo bio-
horizonte Pulleniatina obliquiloculata, denominado YP.2, marca o limite entre as
35
subzonas Y4/Y3 de Vicalvi (1999), com idade absoluta variando de 67.700 e 74.400
anos A.P. O terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3), tem idade
absoluta variando entre 42.000 e 45.000 anos A.P. e marca o limite entre as
subzonas Y2/Y1 do mesmo autor. De acordo com Vicalvi (1999), além do
refinamento possível por meio dos plexos Pulleniatina e menardiforme, existem
outros eventos bioestratigráficos de natureza não-evolutiva ou de uso restrito
regional utilizado para a subdivisão do Pleistoceno, dentre eles o desaparecimento
de Globorotalia flexuosa, cujo desaparecimento em sedimentos do oceano Atlântico
Tropical-subtropical foi observado por Ericson e Wollin (1968) e marca o limite entre
o último interglacial e o último glacial do Pleistoceno (limite entre as biozonas X e Y),
um evento datado em 84 ka (PRELL, 1974 apud VICALVI, 1999).
As biozonas X, Y e Z discutidas acima foram indentificadas em um testemunho
coletado no talude continental Sul brasileiro por PORTILHO-RAMOS et al. (2006).
Esses autores identificaram as subzonas X1 a X6 (último interglacial, MIS-5), as
subzonas Y1 a Y5 (último glacial), não sendo possivel a subdivisão da biozona Z
(Holoceno) em Z1 e Z2 devido a baixa resolução do testemunho para esse intervalo
de tempo.
3.3 PROXIES DE PALEOTEMPERATURA: PRINCIPAIS DIFERENÇAS
A temperatura superficial do mar (TSM) é um dos mais importantes dados
paleoceanográficos utilizados em modelos oceanográficos e climáticos de
reconstituições e previsões climáticas, sendo o 18O o mais conhecido e difundido
proxy de paleotemperatura. A aplicação de 18O em estudos paleooceanográficos
requer cautela, uma vez que fatores ambientais como a salinidade, pH e a
concentração do isótopo no oceano (variação do volume de gelo), também
controlam e/ou influenciam na incorporação desse isótopo em carbonatos (Schmidt e
MULITZA, 2002; LeGRANDE e SCHMIDT, 2006). Dessa forma há uma estrema
necessidade de desenvolver proxies alternativos para estimar a paleotemperatua
dos oceanos. Entre os mais usados, além do 18O, estão às funções de
transferências (Técnica do Análogo Moderno – TAM; Método do Análogo Moderno
com Índice de Similaridade - SIMMAX; o Análogo Moderno Revisado – AMR; e as
36
redes Neurais Artificiais - RNA), compostos orgânicos como o indice de insaturação
de alquenona (Uk37) e as razões Mg/Ca e Sr/Ca em carbonatos.
3.3.1 Função de transferência
De uma forma geral, as funções de transferências são baseadas na relação
entre a composição da assembléia de foraminíferos planctônicos encontrados em
uma amostra e as condições ambientais medidas em uma determinada região. As
funções de transferências mais conhecidas e aplicadas em estudos de
paleotemperatura são a Técnica do Análogo Moderno (TAM), o Método do Análogo
Moderno com Índice de Similaridade (SIMMAX), o Análogo Moderno Revisado
(AMR) e as Redes Neurais Artificiais (RNA).
A TAM compara as assembléias de foraminíferos planctônicos de condições
ambientais desconhecidas, com assembléias de amostras de sedimentos
superficiais de localização e condições ambientais conhecidas, enquanto a SIMMAX
Considera a distância geográfica das amostras fósseis. Já a RAM seleciona os
análogos modernos mais rigorosamente, sendo potencialmente mais sensível à
pequenas variações da TSM. A RNA é um ramo da inteligência artificial, que assume
a existência de uma relação entre a distribuição das faunas modernas e as
propriedades físicas ambientais. Cada uma dessas técnicas ou métodos possui suas
peculiaridades, problemas e vantagens, por exemplo, Waelbroeck et al. (1998)
demostraram que a TAM é incapaz de estimar com confiabilidade temperaturas de
inverno, sendo a técnica AMR mais precisa em estimar a paleotemperatura de uma
determinada região em comparação a TAM.
Para estimar a paleotemperatura, todos os métodos apresentados acima se
baseiam no pressuposto de que a composição da fauna de foraminíferos
planctônicos encontrada no sedimento é controlada principalmente pela temperatura
e que essa tolerância ecológica não tenha variado ao longo do tempo. Esse fato
revela uma das fraquesas do uso das funções de transferências para estimar a
paleotemperatura, uma vez que outros fatores ambientais como luz, nutrientes,
salinidade e profundidade também controlam ativamente a distribuição das espécies
de foraminíferos planctônicos.
37
Na literatura científica é possível perceber a complexidade de definir uma
preferência de uma determinada espécie a uma específica condição ambiental e/ou
a um único fator físicoquímico (BÉ, 1966; Emiliani, 1971; BÉ et al., 1976; RAVELO et
al., 1990; RAVELO e FAIRBANKS, 1992; BOLTOVSKOY et al., 1996; CHEN et al.,
1998; CONAN e BRUMMER, 2000; MARTINEZ et al., 2007; MACHAIN-CASTILHO,
2008). Por exemplo, a presença de Neogloboquadrina dutertrei no Pacífico (Costa
do México) está relacionada a águas tropicais quentes e pouco produtivas
(MACHAIN-CASTILHO, 2008), enquanto que no Caribe (MARTINEZ et al., 2007) e
no oceano Índico (CHEN et al., 1998; CONAN e BRUMMER, 2000) esta espécie
está relacionada a áreas de ressurgência, ou seja, baixa temperatura e alta
produtividade. De uma forma geral, a reconstituição da paleotemperatura baseadas
nas funções de transferências é realizada através da comparação estatística com
uma base de dados global. Conforme visto acima, o uso de um banco de dados
global poder levar a interpretações equivocadas de paleotemperatura para um
determinada região.
Outro fator a ser levado em consideração é que as funções de transferência
se baseiam na composição da fauna de foraminífero planctônico encontrado no
sedimento e esta é composta por espécies adaptadas a diferentes profundidades e
condições na coluna d’água (EMILIANI, 1971; RAVELO et al., 1990; RAVELO e
FAIRBANKS, 1992; CHIESSI et al., 2007). Dessa forma a reconstituição da
paleotemperatura por esse método revela mudanças na temperatura da coluna
d’água e não a temperatura superficial dos oceanos conforme pode ser acessada
por outros proxies, como o índice de alquenonas (NÜRNBERG et al., 2000), 18O e
Mg/Ca de Globigerinoides ruber.
3.3.2 Índice de Insaturação de Alquenona (Uk37)
As alquenonas são moléculas orgânicas formadas por longas cadeias di, tri e
tetra insaturadas produzidas por algas haptofitas, incluindo coccoliforídeos (Emiliania
huxleyi) (GONI et al., 2004) usadas em diversos estudos paleoceanográficos como
um proxy de paleotemperatura. O padrão de insaturação das alquenonas varia em
resposta a variações na temperatura, com o aumento da temperatura diminuindo o
38
número de insaturações, ou seja, o número médio de alquenonas tri- e tetra-
insaturadas em relação às di-insaturadas (MADUREIRA, 1997). Baseado na relação
entre o tipo de molécula produzida e a temperatura foi criado o índice de insaturação
de alquenona (Uk37) (BRASSELL et al., 1986). Graças à relação linear do índice Uk
37
com a temperatura a qual esses compostos são produzidos é possível estimar a
temperatura das águas suérficiais de uma determinada região ao longo do tempo
(BARD et al., 1997; ROSELL-MELÉ et al., 2004). A calibração do índice Uk37 com a
temperatura superficial dos oceanos pode ser feito através de culturas de laboratório
(PRAHL et al., 1988) e sedimento marinho superficial (MULLER et al., 1998).
Porém o uso de alquenona (UK37) requer cuidado uma vez que esses
compostos são facilmente transportados de uma região (produção) para outra
(deposição), mascarando o verdadeiro efeito da TSM na região de deposição. Além
do transporte horizontal, diversos outros fatores podem afetar a reconstituição de
paleotemperatura através do índice Uk37 como a sazonalidade da produção
(alquenonas geralmente são produzidas durante a primavera), mudanças na
composição das espécies produtoras de alquenonas na zona fótica, degradação na
coluna d’água, diagenese pósdeposiciona (MADUREIRA, 1997; HERBERT e
SCHUFFERT, 2000; GONI et al., 2004).
3.3.3 Razão Mg/Ca como proxy de paleotemperatura
Durante a formação das carapaças dos foraminíferos (precipitação de
CaCO3), muitas vezes o Ca2+ é substituído por outros metais traços (ex. Sr, Fe, Mn,
Li, B, Ba), entre eles o Magnésio (Mg2+), o segundo cátion mais abundante nos
oceanos. O tempo de residência de Ca e Mg no oceano é reltivamente longo (106 e
107 anos respectivamente), ou seja, a razão Mg/Ca da água do mar é considerada
constante durante períodos glaciais/interglaciais. Outro ponto positivo do uso da
razão Mg/Ca como proxy de paleotemperatura é que a razão não é influenciada por
flutuações do nível do mar. A incorporação desses metais nas carapaças é
dependente de fatores físico-químicos e biológicos, tais como temperatura,
salinidade, pH, concentração de íon carbonato entre outros. De acordo com Russel
et al. (2004) a influencia do pH, da concentração de íon carbonato e da salinidade é
39
menor em comparação a temperatura. Por outro lado, a influência da salinidade na
razão Mg/Ca em foraminíferos tem sido observado recentemente (FERGUSON et al.
2008; KISAKÜREK et al., 2008; HOOGAKKER et al., 2009). De acorco com
KISAKÜREK et al. (2008) a influência da salinidade na razão Mg/Ca em G. ruber
pode chegar a 5 ±3% por psu. Já FERGUSON et al. (2008) observaram uma
sensibilidade de 15 a 59% por unidade de salinidade. De acordo esses autores, o
uso da razão Mg/Ca como proxy de paleotemperatura requer cuidado em oceanos
com salinidade maior que 36psu como o Mediterrâneo.
Outro problema discutido na literatura é o efeito da dissolução dos carbonatos
(DEKKENS et al., 2002; ROSENTHAL et al., 2002). A dissolução de carbonatos
ocorre na coluna d’água e nos espaços intersticiais do sedimento muitas vezes
provocado por variações na concentração do íon carbonato. A dissolução leva a
perda preferencial de Mg em relação ao Ca, influenciando diretamente a razão
Mg/Ca nas carapaças de foraminíferos (ROSENTHAL et al., 2000; ROSENTHAL et
al., 2002). Em outras palavras, a dissolução das carapaças leva a diminuição da
razão Mg/Ca subestimando as estimativas de paleotemperatura. Dekkens et al.
(2002) observaram que a razão Mg/Ca das carapaças de G. ruber, G. sacculifer e N.
dutertrei do Atlântico e Pacífico decrescem com o aumento da profundidade
(aumento da dissolução) e aplicaram um fator de correção para dissoução para
equações de paleotemperatura desenvolvidas individualmente para cada espécie.
Apesar do efeito da dissolução e da salinidade na razão Mg/Ca, a grande
maioria dos estudos apontam a temperatura como o principal fator, com a razão
Mg/Ca crescendo com o aumento da temperatura (LEA et al., 2000; ELDERFIELDe
GANSSEN, 2000; DEKENS et al., 2002; ROSENTHAL e LOHMANN, 2002; ANAND
et al., 2003; McCNNELL e THUNELL, 2005; CLÉROUX et al., 2008; HOOGAKKER
et al., 2009).
3.3.3.1 Tipos de calibração e curvas de calibração
Diversas equações de paleotemperatura a partir da razão Mg/Ca em
foraminíferos planctônicos estão disponíveis na literatura (NUERNBERG et al., 1996;
ROSENTHAL et al., 1997; LEA et al., 1999; ELDERFIELD e GANSSEN, 2000; LEA
40
et al., 2000; ROSENTHAL et al., 2000; ROSENTHAL e LOHMAN, 2002; DEKENS et
al., 2002; LEAR et al., 2002; ANAND et al., 2003; McCONNELLl e THUNELL, 2005;
KISAKÜREK et al., 2008; Regenberg et al., 2009). Essas equações foram
desenvolvidas para diferentes espécies, em diferentes oceanos e com diferentes
metodologias de amostragem e protocolo de limpeza (oxidativo e redutivo). Em
relação a amostragens, a relação entre a temperatura do oceano e a razão Mg/Ca
em foraminíferos planctônicos pode ser estimada através de cultura de laboratório,
topo de testemunho (amostras superficiais de sedimento) e armadilha de sedimento,
cada um com suas vantagens e desvantagens em relação às outras.
A cultura de laboratório tem a vantagem de que variáveis como temperatura,
salinidade, concentração de íon [CO32-] e pH podem ser controlados durante o
experimento. Por outro lado, experimentos de laboratório não reproduzem fielmente
as condições ambientais. A calibração com topos de testemunhos tem a grande
vantagem de refletir o material que se preserva no registro geológico na qual é
utilizado em estudos paleoceanográficos. Em compensação, possui o problema da
dissolução, a dificuldade de estabelecer a relação com a temperatura e a cronologia
das amostras. O problema da dissolução pode ser resolvido aplicando uma correção
de dissolução/profundidade/peso na equação (ROSENTHAL e LOHMAN, 2002;
DEKENS et al., 2002). A temperatura pode ser inferida através da temperatura de
calcificação de carbonatos (18Oc) (ELDERFIELD e GANSSEN, 2000; ANAND et al.,
2003; CLÉROUX et al., 2008), enquanto que a cronologia pode ser estimada por
AMS 14C. A calibração por armadilha de plâncton ou sedimento tem a vantagem de
que os parâmetros abióticos podem ser medidos durante a coleta, na qual pode ser
feita sazonalmente. Em contra partida, as medições são feitas em amostras que não
passaram por processos deposicionais, desde a coluna d’água até se preservar no
registro geológico.
3.3.3.2 Protocolos de limpeza de Mg/Ca em carbonatos
A metodologia para estimar a paleotemperatura através da razão Mg/Ca em
carapaças de foraminíferos consiste em dois processos: A limpeza das carapaças e
a medição por Espectrometria de Massa Indutiva acoplada de Plasma (ICP-MS). A
limpeza das carapaças de foraminíferos é a etapa mais importante dessa análise e
41
consiste em três etapas ou processos para eliminar a influencia/presença de
contaminantes como as argilas e matéria orgânica aderidas nas carapaças, além da
incrustação de Óxidos de Fe e Mn.
Os métodos de preparação de Mg/Ca em foraminíferos variam entre
laboratórios e não há um consenso ou método padronizado, o que conduz a
discrepâncias entre os laboratórios. ROSENTHAL et al. (2004) fez um estudo
comparativo entre as metodologias aplicadas por diversos laboratórios dos EUA e
Europa a fim de avaliar a exatidão, precisão e a reprodutibilidade relativas de suas
metodologias. De acordo os autores, os dois protocolos mais eficientes de limpeza
de carapaças de foraminíferos são os “Mg cleaning” e o “Cd cleaning”. O “Mg
cleaning” é uma versão resumida de (BOYLE e KEIGWIN, 1985, apud ROSENTHAL
et al., 2004), na qual consiste em múltiplas lavagens com água destilada deionizada
(ddH2O) e metanol em ultra-som, seguido de oxidação a quente (600C) com uma
mistura de 30% de solução de H2O2/0.1M NaOH e uma simples lavagem com ácido
com 250µL de 0,001N de HNO3 em ultra-som por 30 segundos. Já o “Cd cleaning” é
uma versão completa de (BOYLE e KEIGWIN, 1985, apud ROSENTHAL et al.,
2004), diferindo do protocolo anterior pela aplicação da etapa redutora que requer
um ataque com ácido forte (solução de hidrazina anidro - NH4OH). O emprego da
etapa redutora para a eliminação de Óxidos de Fe-Mn é optativa, uma vez que o
ácido dissolve a carapaça e leva a perda de Mg, gerando interpretações
equivocadas sobre a paleotemperatura. A aplicação dessa etapa é bastante
controversa, pois depende da proveniência do material e do laboratório no qual
serão realizadas as análises, gerando grandes discussões no meio científico.
Geralmente são realizadas análises das razões Fe/Ca e Mn/Ca para avaliar a
eficiencia do processo de limpeza identificando possíveis contaminações por
argilominerais, matéria orgânica e crescimento secundário de Fe-Mn nas carapaças.
3.3.3.3 Equações de paleotemperatura em carbonatos
Diversas equações de paleotemperatura provenientes da relação entre a
temperatura e a composição isotópica de carbonatos (18OC) precipitados
42
inorganicamente e biogenicamente (ex. foraminíferos) encontram-se disponíveis na
literatura (SHAKLETON, 1974; EREZ e LUZ, 1983; KIM e O'NEIL, 1997; MULITZA et
al., 2002; MULITZA et al., 2003). Todas as equações citadas podem ser observadas
na tabela 1. Destas, a de Shakleton (1974), realizada em carbonatos inorgânicos, é
a mais conhecida e aplicada em estudos paleoceanográficos. De acordo com
Schmidt e mulitza (2002) a equação de Kim e O’ Neil (1997), também calibrada em
carbonato inorgânico, é a mais apropriada quando medidas em Globigerinoides
ruber. Mulitza et al. (2003) desenvolveram equações para Globigerinoides ruber,
Globigerinoides sacculifer, Globigernia bulloides e Neogloboquadrina pachyderma
coletados por armadilhas de plâncton e bombas de água no Oeste do Atlântico Sul e
observaram que as equações derivadas dessas espécies (vivas) estavam de acordo
com as derivadas por carbonatos inorgânicos (ex. SHAKLETON 1974). Erez e Luz
(1983) não desenvolveram um controle adequado de pH em seus experimentos,
provavelmente o CO2 atmosférico tenha alterado o pH da água causando
interferências no resultado final do experimento.
Autores Equação Material
SK74 T= 16,9 – 4,38(18OC – 18OW) + 0,10 (18OC – 18OW)2 Cultura de laboratório
EL83 T= 17,0 – 4,52(18OC – 18OW) + 0,03 (18OC – 18OW)2 Cultura de laboratório
KO97 T= 16,1 – 4,64(18OC – 18OW) + 0,09 (18OC – 18OW)2 Cultura de laboratório
ML02 T= 14,3 – 4,34(18OC – 18OW) + 0,05 (18OC – 18OW)2 G.ruber
ML03 T= -4,44(18OC – 18OW) + 14,20 G.ruber
ML03 T= -4,35(18OC – 18OW) + 14,91 G.sacculifer
ML03 T= -4,70(18OC – 18OW) + 14,62 G.bulloides
ML03 T= -3,55(18OC – 18OW) + 12,69 N. pachyderma
Tabela 1: Equações de paleotemperatura de carbonatos precipitados
inorganicamente e biogenicamente (Foraminífero planctônico, ex. Globigerinoides
ruber). (SK74) = Shakleton (1974); (EL83) = Erez e Luz (1983); (KO97) = Kim e
O’Neil (1997); (ML02) = Mulitza et al. (2002); (ML03) = Mulitza et al. (2003).
43
4 ÁREA DE ESTUDO 4.1 CIRCULAÇÃO SUPERFICIAL
A circulação oceânica superficial da margem continental sul brasileira, onde
se insere a região estudada nesse trabalho, está sobre influência da corrente do
Brasil (CB), caracterizada por águas quentes e salinas constituída basicamente por
águas tropicais (temperatura >20°C, salinidade >36 ‰; SILVEIRA et al., 2000). A CB
origina-se através da bifurcação da Corrente Equatorial Sul (South Equatorial
Current - SEC) que flui em sentido Oeste e, próximo ao paralelo 10o-11o S se divide
nas correntes Norte do Brasil (CNB), que flui em sentido Norte e na Corrente do
Brasil, que flui em sentido Sul (STRAMMA, 1991; SCHOTT et al., 2005) (Figura 4).
A CB é relativamente fraca, recebendo cerca de 4 Sv (1Sv = 106 m3 *S-1) enquanto
que a CNB recebe cerca de 12 Sv da SEC (STRAMMA et al., 1990). Isso se deve ao
fato da CNB estar ligada a Circulação Termohalina (Termohaline Circulation - THC)
a qual fortalece a CNB e enfraquece a CB (STRAMMA et al., 1990; PETERSON e
SATRAMMA, 1991; JOHNS et al., 1998). De acordo com Johns et al. (1998), cerca
de 15 Sv do total transportado pela CNB está associado a formação da AFAN e a
circulação termohalina. A intensidade das duas correntes varia sazonalmente em
função dos ventos alísios e da posição da Zona de Convergência Intertropical
(Intertropical Convergence Zone – ITCZ), com aumento da intensidade
(fortalecimento da BC) durante a primavera e verão austral (CHANG et al., 1997;
JOHNS et al., 1998). O volume de transporte da CB não altera significativamente
44
entre 10-200S (STRAMMA et al., 1990; PETERSON e SATRAMMA, 1991), mas a
partir do paralelo 200S, ela recebe contribuição da Água Central do Atlântico Sul
(SACW = South Atlantic Central Water; temperatura entre 6o a 20o e salinidade entre
34.6 a 36 ‰; SILVEIRA, op. cit.) e se torna mais profunda, apresentando uma
espessura de 750m ao sul de 280S (SILVEIRA et al., 2000). Ao Sul, a corrente do
Brasil encontra a Corrente das Malvinas (CM), uma corrente fria, e rica em nutriente
que flui em sentido Norte adjacente a margem continental da Argentina
transportando águas subantarticas (temperatura = 50 a 9o C, salinidade = 33 a 34
‰.), originadas por uma parte da Corrente Circumpolar da Antártica (CCA) que
migra pra Norte após cruzar a Passagem de Drake (WAINER et al., 2000; WAINER
e VENEGAS, 2002) (Figura 4).
O encontro dessas duas correntes ocorre em uma região denominada
Confluência Brasil-Malvinas (Brazil-Malvinas Confluence - BMC). A BMC está
localizada entre 350 e 400S (WAINER et al., 2000; CHIESSIet al., 2007), mas sofre
deslocamentos sazonais para Norte e para Sul durante o inverno e verão austral
respectivamente (BOLTOVSKOY et al., 1996; WAINER e VENEGAS, 2002). De
acordo com Wainer e Venegas (2002), deslocamentos sazonais da BMC são
controlados por mudanças na intensidade da Corrente das Malvinas (fortalecimento
e enfraquecimento do fluxo sentido Norte) provocados por mudanças na circulação
atmosférica e por fortalecimento da Corrente Circumpolar da Antártica (CCA). Com o
encontro da corrente do Brasil com a corrente das Malvinas, grande parte das águas
da CB migra em sentido Leste incorporando-se ao giro subtropical (MATANO, 1992;
WAINER e VENEGAS, 2002) (Figura 4). Uma vez que a posição da BMC é
controlada pela intensidade da CM, logo a posição latitudinal em que a CB se afasta
da costa e entra no giro subtropical está diretamente relacionada a posição da BMC,
sofrendo flutuações sazonalmente (MATANO, 1992; BOLTOVSKOY et al., 1996;
WAINER et al., 2000; WAINER e VENEGAS, 2002).
Uma importante caracteristica hidrográfica do Sudoeste do Atlantico Sul é a
presença das águas costeiras (AC) na qual variações na temperatura, salinidade,
concentração de nutrientes e oxigenio dissolvido são uma resposta a eventos de
ressurgencia e descargas de rios, tendo o Rio da Prata (34o-37oS e 54o-58oW) e
Lagoa dos Patos (30o-32oS e 50o-52oW) como principais contribuintes de água doce
para o Oeste do Atlântico Sul (BURRAGE et al., 2008; CAMPOS et al., 2008).
45
___________________________________________________________________
Figura 4: Mapa de circulação superficial do Atlântico Sul, mostrando o grande
giro anticiclônico Subtropical do Atlântico Sul com suas principais frentes e
correntes. São observadas a Corrente Sul-Equatorial (South Equatorial Current)
no sentido Leste-Oeste, a Corrente Norte do Brasil (North Brazil Current), a
Corrente do Brasil (Brazil current) no sentido Norte-Sul, a Corrente das Malvinas
(Falkland Current) no sentido Sul-Norte, a Frente subpolar da Antártica
(Subantartic Front) e a Corrente Circumpolar da Antartica (Antartic Circumpolar
Current). Mapa original de Peterson e Stramma (1991).
46
TEMPERATURA SUPERFICIAL
CONCENTRAÇÃO DE CLOROFILA-A
__________________________________________________________
Figura 5: Variabilidade sazonal da temperatura e clorofila-a das águas superficiais do Oeste do Atlântico Sul (26-30oS) medidos pelo sensor MODIS-Aqua durante o verão e inverno de 2002 a 2008. Pode-se perceber a maior penetração da pluma do rio da Prata para Norte durante o inverno austral. Modificado de Giannini e Garcia (2009).
47
A descarga média de água e de sedimentos finos para o Atlântico é de 23.000
m3/s e 57.000.000 m3/ano respectivamente (CAMPOS et al., 2008). Devido a
influencia de ventos costeiros (ventos de sudoeste) a pluma do rio da Prata (PRP) é
defletida para Norte transportando águas frias e pouco salinas (<240C e <32‰,
respectivamente, MOLLER et al., 2008) que podem alcançar latitudes próximas a
270S durante o inverno e retraindo para 320S durante o verão austral (BURRAGE et
al., 2008; CAMPOS et al., 2008; PIOLA et al., 2008a) (Figura 5).
Defletida para Norte, as águas da PRP englobam outras descargas de rios,
como a pluma da Lagoa dos Patos/Mirim (BURRAGE et al., 2008), formando uma
corrente costeira (CC) com características e fluxo completamente oposto as águas
tropicais da corrente do Brasil. Ao longo de seu percurso, parte da PRP se mistura
com as águas da Corrente do Brasil, corrente das Malvinas e com a Água Central do
Atlântico Sul (ACAS), alterando suas características físicas (PIOLA et al., 2008a;
PIOLA et al., 2008b).
4.2. CIRCULAÇÃO PROFUNDA
De acordo com Hogg et al. (1996), a circulação profunda do Atlântico Sul é
dominada pelas seguintes massas d´água: Água Intermediaria da Antártica (AIA, 800
1000 m de profundidade), Água Profunda do Atlântico Norte (AFAN, 2000
3.000m de profundidade) e Água de Fundo da Antártica (AFA, 3.000 5.000m de
profundidade) (Figura 6).
A AIA é caracterizada por valores de temperatura entre 2,2o e 6o C, salinidade
de 34.1 a 34.6‰, (BOLTOVSKOY, 1981) e oxigênio de 220 µmol/kg, (SIEDLER et
al., 1996). Tem origem ligada diretamente às águas superficiais frias do mar de
Weddell, que circundam o continente antártico, as quais migram em sentido Norte
até a Zona de Convergência Subtropical/Subantártica, onde afundam e formam a
AIA. Segundo Reid (1996), a AIA sofre uma bifurcação em torno de 300S, onde parte
dessa massa migra por baixo da corrente do Brasil em sentido Norte, atravessando
o Equador ao longo do limite ocidental, enquanto a outra parte flui como uma
corrente de contorno em direção Sul, a partir do paralelo 35o.
48
A AFAN é caracterizada por temperatura entre 3o a 4o C, salinidade entre 34.4
a 34.8‰ e oxigênio entre 230 a 250µmol/kg, (REID, 1996) (Figura 6). Essa massa
d’água origina-se no Atlântico Norte através da mistura das águas quentes e salinas
que chegam pela corrente do Golfo com as águas frias e menos salinas da corrente
do Ártico (REID, op. cit.). A AFAN segue em sentido Sul, em profundidades maiores
que 1.500m. No Atlântico Sul, a AFAN se encontra com a Corrente Circumpolar
Antártica (ACC = Antartic Circumpolar Current) e flui para os oceanos Índico e
Pacifico. Em algum lugar a AFAN sobe e é alterada próxima à superfície; parte
dessa água alimenta a formação da AFA ao longo da margem da Antártica e parte
converge para o Norte onde contribui para a formação da AIA. O retorno dessa água
se dá pela passagem de Drake e/ou ao Sul da África, via corrente de Benguela
(GORDON, 1996).
_________________________________________________
Figura 6: Perfil Norte-Sul de salinidade do oceano Atlântico mostrando as principais massas d’água que participam da circulação termohalina. Modificado de Reid (1994) apud Reid (1996).
49
A AFA, caracterizada por temperatura entre 0 a 2o C; salinidade de 34.8‰ e
oxigênio de 230 a 250µmol/kg (SIEDLER et al., 1996) origina-se, assim como a AIA,
no mar de Weddell (WSDW = Weddell Sea Deep Water). Com temperatura maior
que 0.2oC e salinidade de 34.7‰, a WSDW migra em direção à Bacia da Argentina
em profundidades abissais (> 4.000m) e se mistura com a massa Circumpolar de
Fundo (LCDW = Low Circumpolar Deep Water), que também circundam o
continente antártico com temperatura de 0 a 2oC e salinidade de 34.8‰ (SIEDLER et
al., 1996). Entre os paralelos de 70-80oS, ela afunda e segue em sentido Norte,
beirando a costa sul-americana, passando pelas bacias da Argentina e do Brasil. Por
ser mais fria do que sua sobrejacente (AFAN), ocupa profundidades abissais
maiores (cerca de 4000m de profundidade) (Figura 6). Em seu trajeto, a AFA
encontra barreiras geomorfológicas, como a elevação do Rio Grande, no limite entre
as bacias da Argentina e do Brasil. A partir daí, essa massa flui, parte pelo canal
Hunter (SIEDLER, op. cit.) e parte pelo canal Vema, uma depressão encontrada
entre 30o e 33o S / 40o W, que separa as porções ocidental e central da elevação do
Rio Grande (FRIDLUND, 2000). Segundo Siedler et al. (1996), durante seu percurso
entre 4.50S e 7.50N, na porção oeste do Atlântico Equatorial, a AFA sofre uma
considerável mudança na temperatura aumentando de aproximadamente 0.2oC a
4.5oS para ~1.1oC a 7.5oN.
50
5 MATERIAIS E MÉTODOS
Foram utilizados no presente estudo três testemunhos sedimentares. Os
testemunhos a pistão JPC 17 e JPC-95 foram coletados em 1998, durante o cruzeiro
KNORR 159-5 do Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI; Massachusetts,
EUA). O testemunho GeoB 6206-3 em 1999 durante o cruzeiro METEOR-46/2. Os
resultados desses três testemunhos foram correlacionados com testemunhos
SAN676 (Toledo et al., 2007; Pivel, 2010) e KF02 (Pivel, 2010), GeoB 2103 (HEIL,
2006) e 36GGC (CARLSON et al., 2008) coletados na mesma região (figura 7). Os
detalhes de todos os testemunhos estudados são apresentados na tabela 2.
51
Testemunhos Coordenadas Lâmina
d’água
Tipo de análises Referência
JPC-17
27o 41.83’ S,
46o 29.64’ W
1.627 m
Foraminíferos planctônicos, 18Oruber , C/N, Mg/Ca, %
Carbono, % Nitrogênio, %CaCO3, 13CMO, e 14C AMS.
Este trabalho
JPC-95 27o 52,73’ S,
46o 55,25’ W
1.485 m Foraminíferos planctônicos, 14C AMS Este trabalho
GeoB-6206-3 30o12,40’ S,
46o 33,30’ W
2.430 m Foraminíferos planctônicos Este trabalho
GeoB-2107-3 27o10,6’S,
46o 27,1’ W
1.048 m TSM, 18Oruber , SSM, Fe/Ca, Ti/Ca, 14C AMS. Heil (2006)
SAN76 24o26’S, 42o17’W
1682 m Foraminíferos planctônicos, TSMFT, SSM, 14C AMS. Toledo et al. (2007),
Pivel (2010) KF02 25o50’S,
45o11’W 827 m Foraminíferos planctônicos, TSMFT, SSM, 14C AMS. Pivel (2010)
36GGC 27o31’S, 46o28’W
1268 m 18Oruber,Mg/Ca, TSM, SSM, 14C AMS. CARLSONet al. (2008)
Tabela 2: Dados, tipos de análises e referências dos testemunhos estudados no setor Oeste do Atlântico Sul.
FT – Função de transferência de foraminíferos planctônicos;
UK37 – Alquenona; MO – Matéria orgânica
52
5.1 DESCRIÇÃO LITOLÓGICA DOS TESTEMUNHOS Abaixo são apresentadas as descrições litológicas dos testemunhos JPC-17 e
JPC-95 fornecidos pelo WHOI (figuras 8 e 9). Não foi possível obter as descrição do
testemunho GeoB 6206-3 antes da elaboração desse manuscrito.
Figura 7: Mapa de localização dos testemunhos coletados no talude Sul da margem continental brasileira. Em preto estão os testemunhos estudados nesse trabalho (JPC-17, JPC-95 e GeoB 6206-3); em vermelho os testemunhos que foram correlacionados. (Mapa modificado de BARBOSA e SEOANE, 2004).
53
___________________________________________________________________
Figura 8: Descrição litológica do testemunho JPC-95.
54
Figura 9: Descrição litológica do testemunho JPC-17.
55
5.2 ANÁLISES DA ASSEMBLÉIA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS Para as análises de foraminíferos planctônicos foram estudados um
centímetro de amostra a cada 10 cm de intervalo. Em laboratório, as amostras foram
pesadas (um grama cada, com exceção do testemunho JPC-17 = 8 cm3 de
sedimento e do GeoB 6206-3 = 10ml) e lavadas sob água corrente, em peneira com
malha 0,062 µm e, posteriormente, secadas em estufa a temperatura máxima de
600C. Em seguida, cada amostra foi peneirada a seco em peneiras com malha de
125 µm (testemunho JPC-17 e 95), 150 µm (GeoB 6201-5 e GeoB 6203-6) e 250 µm
(todos), para triagem e contagem de cerca 300 espécimes de foraminíferos
planctônicos. As carapaças foram analisadas sob estereomicroscópio, com
aumentos variando de 6 a 66 x. A identificação dos táxons tomou como base os
trabalhos de Bolli e Saunders (1985) e Stainforth et al. (1975).
De importância fundamental no presente trabalho é o conceito taxonômico de
“plexo”. No sentido utilizado por VICALVI (1997 e 1999), e aqui adotado, o termo
“plexo” refere-se a um grupo de espécies e/ou subespécies, de morfologia
semelhante e que apresentam a mesma reação as variações ambientais. Assim, a
expressão “plexo menardiforme” inclui os táxons Globorotalia menardii menardii, G.
menardii cultrata, G. fimbriata, G. flexuosa, G. tumida tumida, formando o principal
grupo indicador de águas quentes; o mesmo autor denomina “plexo Pulleniatina” ao
conjunto das espécies Pulleniatina primalis, P. obliquiloculata e P. finalis, sendo
considerado por muitos autores, como representante de águas quentes, porém com
maior tolerância a baixas temperaturas do que o plexo menardiforme. Por ter um
comportamento mais euritérmico, tolerando águas mais frias do que os
representantes do plexo menardiforme, tende a desaparecer mais tardiamente, nos
momentos de transição de períodos interglaciais para glaciais, e reaparecer antes,
quando um novo intervalo interglacial se aproxima (PRELL E DAMUTH (1978)).
As espécies foram selecionadas de acordo com sua tolerância as variações
ambientais, principalmente na temperatura das águas na qual vivem, seguindo os
critérios propostos por Ericson e Wollin (1968) e Vicalvi (1997 e 1999). Assim os
representantes dos plexos menardiforme (Globorotalia menardii menardii, G.
menardii cultrata, G. fimbriata, G. flexuosa) e Pulleniatina (Pulleniatina
obliquiloculata, P. finalis e P. primalis), são reconhecidas como os principais
56
representantes de águas quentes. As espécies Globorotalia truncatulinoides s.l. e G.
inflata foram selecionadas como os melhores representantes de águas frias e
transicionais. As espécies Orbulina universa, Neogloboquadrina dutertrei dutertrei,
Globorotalia crassaformis s.l. e Globigerinoides conglobatus são numericamente
menos comuns e foram selecionadas por Vicalvi (1999) para auxiliar na identificação
de limites entre intervalos paleoclimáticos. Segundo esse autor, essas espécies
apresentaram padrão de variação de freqüência, predominância em determinados
níveis e distribuição continua ao longo de testemunhos estudados por ele, requisitos
que não são observados em outros componentes da fauna de foraminíferos
planctônicos excluídos das análises.
Os cálculos de porcentagem relativa foram feitos para cada táxon selecionado
em relação ao total de foraminíferos planctônicos encontrados em cada amostra.
Em seguida foi gerada uma curva de freqüência dos táxons, a partir da qual
reconheceu uma moldura biocronoestratigráfica para todos os testemunhos. Esse
procedimento teve como finalidade identificar eventos paleoclimáticos da região e
uma seqüência lógica de sua ocorrência.
5.3 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO
As análises isotópicas foram realizadas em 3 laboratórios diferentes; (1)
Bjerknes Centre for Climate Research - BCCR (Universidade de Bergen/Noruega);
(2) Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI/EUA) e (3) Universidade de
Bremen/Alemanha (Instituto Oceanográfico MARUM).
As análises isotópicas do testemunho JPC-17 foram realizadas no Woods
Hole Oceanographic Institution. Em laboratório, cerca de cinco carapaças de
Globigerinoides ruber (Branco; >250 µm) e Cibicides spp. (250µm) foram
selecionadas em intervalos de 8 cm, imersos em etanol, triturados em vidro de
relógio, e medidos no espectrômetro de massa “Finnigan” MAT 252 com um
dispositivo automatizado KIEL. Segundo o “National Bureau of Standards” (NBS), o
desvio padrão dos valores isotópicos do carbonato padrão NBS-19 é 0.08. Os
valores isotópicos de NBS-19 foram calibrados de acordo com o Pee Dee Belemnite
(PDB). Como essas análises foram realizadas em intervalos de 8 cm e as demais
análises desse testemunho foram realizadas em intervalos de 10 cm, houve a
57
necessidade de realizar novas medições isotópicas para esse testemunho na qual
foram realizadas no laboratório Bjerknes Centre for Climate Research (BCCR) na
Noruega. Nesse laboratório, cerca de 20 carapaças foram maceradas,
homogeneizadas, pesada (60µg) e medidas no espectrômetro de massa “Finnigan”
MAT 252 com dispositivo automatizado KIEL. O padrão utilizado foi Vienna Pee Dee
Belemnite (VPDB).
Os resultados do WHOI (para todo o testemunho) serão utilizados na
construção de um modelo cronológico para o testemunho JPC-17 enquanto os
resultados do BCCR serão utilizados na reconstituição paleoambiental (TSM e
SSM). Os detalhes da elaboração do modelo cronológico e da reconstituição
paleooceanográfica serão discutidos adiante. As análises do testemunho JPC-95
foram realizadas em carapaças de foraminíferos bentônicos (Cibicides spp.) para os
3 metros superiores do testemunho. Seus resultados foram fornecidos pelo Woods
Hole Oceanographic Institution (WHOI/EUA).
5.4 ANÁLISES DE GEOQUÍMICA ORGÂNICA
As análises de geoquímica foram realizadas para os 5 metros superiores do
testemunho JPC-17 amostrados em intervalos de 1cm a cada 10 cm, completando
um total de 50 amostras. Em laboratório, cada amostra foi pesada (1 grama de
sedimento) e posteriormente descarbonatada usando HCl a 1Molar. As amostras
foram colocadas em uma mesa agitadora e a cada duas horas o pH da solução foi
medido com fita de pH. Após esse procedimento, cada amostra foi lavada em água
destilada, centrifugada e o sobrenadante descartado com auxílio de uma pipeta.
Esse procedimento de lavagem foi repetido três vezes. Em seguida as amostras
foram secas em estufa a 50oC durante 24 horas e novamente pesadas para avaliar a
diferença de peso antes e depois da descarbonatação. Essa diferença de peso
representa a quantidade de carbonato na amostra, posteriormente transformada em
porcentagens (%CaCO3)
Em seguida as amostras de sedimento descarbonatados foram novamente
pesadas (0.02–0.03g), empacotadas em cápsulas de Estanho e enviadas para
análises na Universidade de Davis na Califórnia/EUA (UC Davis Stable Isotope
Facility). Os resultados incluem a razão Carbono/Nitrogênio (razão C/N), a
58
porcentagem de Carbono orgânico total (%COT) e Nitrogênio (%N) na amostra e
isótopos de Carbono da matéria orgânica (13CMO).
5.5 ANÁLISES DE Mg/Ca E ESTIMATIVA DE PALEOTEMPERATURA DAS ÁGUAS
SUPERFICIAIS
Para as análises de Mg/Ca do testemunho JPC-17, de 20 a 40 carapaças de
G. ruber (branco; >250µm) pesando entre 500 a 600 µg foram gentilmente
quebradas em duas lâminas de vidro para a abertura de todas a câmaras e lavadas
seguindo o protocolo de limpeza de Backer et al. (2003). Esse protocolo consiste em
3 etapas de descontaminação por argilomineral, matéria orgânica e camada
secundária de Fe-Mn (Overgrowth). (1) as amostras foram lavadas 4 vezes com
água Ultra High Quality (UHQ) seguido de ultrassonificação (2 minutos) e
posteriormente lavada em Etanol seguido de ultrassonificação por 2 vezes para
remover a contaminação por argilo-minerais; (2) Em seguida as amostras foram
tratadas em peróxido de Hidrogênio (peróxido alcalino – H2O2 + NaOH 0,1M ) em
uma banheira com água fervendo por 10 minutos para a remoção da matéria
orgânica (a cada 2:30 as amostras eram colocadas no ultrassom para a remoção
dos gases); (3) as amostras foram tratadas em ácido nítrico a 0,001M (fraco) por 30
segundos para a remoção de (Fe-Mn overgrowth/coating) adsorvido nos fragmentos
das carapaças. Antes de serem medidas, as amostras foram dissolvidas em 0,075M
de ácido nítrico, centrifugada e analisada no ICP-OES da Thermo Elemental model
Iris Intrepid in radial view no Bjerknes Centre for Climate Research (BCCR)
Bergen/Noruega.
As razões Fe/Ca, Mn/Ca também foram medidas com o objetivo de avaliar a
eficiência do processo de limpeza, uma vez que as carapaças podem ser
contaminadas por adisorção de argilominerais e/ou pelo crescimento secundário de
Fe-Mn (overgrowth) o que pode mascarar as estimativas de paleotemperaturas
levando a interpretações equivocadas.
Uma vez que a região de estudo não apresenta nenhuma curva de calibração
de TSM - Mg/Ca para foraminíferos planctônicos e as análises de Mg/Ca foram
realizadas em carapaças de Globigerinoides ruber, optou-se em aplicar a equação
de paleotemperatura de Anand et al. (2003). Anand et al. (2003) desenvolveram
59
curvas de calibração (específica e misturada) para 12 espécies diferentes de
foraminíferos planctônicos, com uma sensitividade de 9.0 ±0.3% de mudança em
Mg/Ca para 10C de mudança na temperatura. De acordo com esses autores, a
espécie G. ruber (tipo branco) representa a zona de mistura dos oceanos (50 metros
superficiais), enquanto que a variação G. ruber (tipo rosa), representa a camada
mais superficial dos oceanos e com isso representa a verdadeira estimação da TSM.
A curva de calibração para G. ruber (branco) e utilizada nesse trabalho para
reconstituir a paleotemperatura está representada pela equação abaixo.
Mg/Ca = 0.45 exp0.09 TSM (1)
5.6 ESTIMATIVAS DA COMPOSIÇÃO ISOTÓPICA DE OXIGÊNIO DA ÁGUA
SUPERFICIAL (18OW)
Nesse trabalho foi aplicada a equação de paleotemperatura de MULITZA et
al. (2003) (Equação 2), pois é a mais adequada uma vez que foi calibrada em
carapaças de Globigerinoides ruber coletados na mesma região de estudo.
Aplicando os valores de temperatura (razão Mg/Ca) com os valores de 18O medidos
em G. ruber (18OC) nessa equação, obtemos o 18O da água do mar (18OW), um
proxy de salinidade. Isolando o efeito da temperatura dos valores de 18OC, é
necessário isolar o efeito da variação do volume de gelo, uma vez que os valores de
18O também são influenciados pelo volume de gelo continental. Essa interferência
foi corrigida usando a curva de variação do nível do mar de Siddall et al. (2003)
multiplicada pela constante 1‰ /130 m de Schrag et al. (2002). Os valores de 18OW
(água do mar) foram corrigidos para VSMOW adicionando 0.27‰ (HUT, 1987).
Atualmente a relação entre o 18OW e a salinidade dos oceanos é uma função linear,
mas não se sabe se está relação permaneceu constante ao longo do tempo, logo os
resultados de 18O não serão transformados para unidade de salinidade
60
T= -4.44(18OC – 18OW) + 14.20 (2)
5.7 CRONOLOGIA
O controle cronológico do testemunho JPC-17 foi realizado através da
correlação estratigráfica de eventos isotópicos (extraídos a partir de foraminíferos
planctônicos) e correlatos com o testemunho GeoB 2107-3 e o stack LR04 de
Lisiecki e Raymo (2005). O testemunho GeoB 2107-3 (27°10,6’S, 46°27,1’W; lâmina
d’água de 1048 m), foi coletado próximo ao JPC-17 e apresenta um modelo
cronológico bem definido, com 14 datações por 14C AMS medidas em amostras
monoespecíficas de Globigerinoides sacculifer (HEIL, 2006). Já o testemunho JPC-
17 conta com uma idade 14C AMS medida em amostra monoespecífica de G.
sacculifer (55cm = 10.000 ±60 anos). Todas as datações foram convertidas para
idades calendário (Antes do Presente - AP) usando a versão do programa
Fairbanks0805 (FAIRBANKS et al., 2005) assumindo um efeito reservatório de 400.
O modelo cronológico foi feito através da interpolação linear das idades calibradas
listadas na tabela 3. Essa versão do programa permite calibrar idades até 50ka, logo
correlacionamos os dados de 18O fornecidos pelo WHOI para todo o testemunho
JPC-17 (amostrado em intervalos de 8cm) com o stack LR04 de Lisiecki e Raymo
(2005), na qual apresenta um novo modelo cronológico (5.3Ma) baseado no
alinhamento de 57 registros globais de 18O de foraminíferos bentônicos. Essa
correlação permitiu a construção de um modelo cronológico para o restante do JPC-
17 na qual alcançou uma resolução de 150ka (MIS-1 ao MIS-6). Todas as
correlações gráficas foram feitas através do software Analiseries 2.0.5.2 (PAILLARD
et al., 1996).
As novas idades do JPC-17 foram calibradas com os resultados
bioestratigráficos e em seguida transferidas para os testemunhos JPC-95 e GeoB
6206-3 através do reconhecimento das zonas bioestratigráficas. A correlação entre
os testemunhos foram auxiliadas por duas datações absolutas (14C AMS) medidas
no JPC-17 (55cm = 10.000 ±60 anos) e JPC-95 (16,5 cm = 21.800 ±130 anos).
61
Essas datações foram fornecidas pelo Woods Hole Oceanographic Institution
(WHOI/EUA).
Profundidade
(cm) Idade 14C
(anos) + erro - erro Idade cal. (AP) ± erro Tipo de datação
3 1590 30 30 1478 45 14C AMS 33 5340 40 40 6136 69 14C AMS 63 8995 55 55 10181 59 14C AMS 73 11890 80 80 13725 76 14C AMS
103 13030 80 80 15178 133 14C AMS 148 19100 130 120 22685 162 14C AMS 163 19810 150 150 23671 199 14C AMS 178 24250 200 200 29014 257 14C AMS 193 25750 240 240 30960 291 14C AMS 203 31180 460 430 36549 484 14C AMS 223 33380 580 540 38767 590 14C AMS 253 35990 870 780 41239 801 14C AMS 298 37600 1250 1080 42646 1101 14C AMS 338 42760 1940 1560 1478 45 14C AMS
Tabela 3: Idades absolutas por 14C AMS medidas em amostras monoespecíficas de
Globigerinoides sacculifer para o testemunho GeoB 2107-3 (HEIL, 2006). As idades
foram calibradas para idade calendário (AP) usando a curva de calibração de
Fairbanks et al. (2005).
62
6 RESULTADOS 6.1 CRONOLOGIA
A moldura cronológica do testemunho JPC-17 está representada na figura
10A e mostra que o testemunho recuperou os últimos ~150ka, equivalentes aos
intervalos isotópicos marinhos 1 ao 6 (MIS-1 ao 6). Conforme comentado na sessão
anterior, esses dados isotópicos foram amostrados em intervalos de 8 cm (WHOI).
Como houve a necessidade de refazer as análises isotópicas para os intervalos de
10 cm para compatibilidade com as análises de Mg/Ca não houve material
sedimentar suficiente e desta forma, essas análises só puderam ser realizadas para
o intervalo 0-350 cm do JPC-17. Esses intervalo foi correlacionado com o GeoB
2107-3 e representam os últimos 46.7ka (MIS-1 ao 3) (Figura 10B). O testemunho
JPC-17 dispõe somente de uma datação absoluta por 14C AMS (55cm = 11.5ka ±146
cal. BP) e sua correlação com as datações do GeoB 2107-3 está representada na
figura 11. Dados bioestratigráficos (discutido na próxima sessão) auxiliaram na
construção do modelo de idade e podem ser vistos na figura 12. O limite
Pleistoceno/Holoceno (Biozonas Y/Z de ERICSON e WOLLING, 1968) foi
encontrado entre 61-70 cm, caracterizado pelo surgimento do plexo menardiforme
na amostra 60-61 cm e confirmado pela única datação 14C AMS disponível para o
JPC-17 (55cm = 11.5ka ±146 cal. BP). Foi possível identificar o terceiro e último
desaparecimento de Puleniatina obliquiloculata (terceiro bio-horizonte Pulleniatina
obliquiloculata (YP.3) que representa o limite das subzonas Y2/Y1 estimado em 42-
45ka por Vicalvi (1999) para a bacia de Campos (Norte da região de estudo). No
testemunho JPC-17, o YP3 foi identificado entre as amostras 200-201cm e 210-
211cm com uma idade estimada de ~ 30Ka cal. BP (figura 12).
63
Figura 10: Correlação gráfica dos eventos isotópicos característicos do testemunho JPC-17 com: (A) o stack LR04 de Lisiecki e Raymo (2005) e (B) com
testemunho GeoB 2107-3. Os resultados mostram que o testemunho JPC-17 recuperou os últimos 150ka (MIS-1 ao MIS-6) e que os 3,5m superiores
representam aproximadamente os últimos 50ka (MIS-1 ao MIS-3).
A B 1 2 3 4 5 6
Marine Isotope Stages (MIS)
MIS-3MIS-1 MIS-2
Marine Isotope Stage
0 10 20 30 40 50
Idade (ka cal. BP)
1.2
0.8
0.4
0
-0.4
-0.8
-1.2
18 O
G.r
ub
er(‰
VP
DB
)
0.8
0.4
0
-0.4
-0.8
-1.2
18 O
G.r
ub
er(‰
VP
DB
)
JPC-17
GeoB 2107-3
0 40 80 120 16020 60 100 140
Idade (ka cal. BP)
5.2
4.8
4.4
4
3.6
3.2
2.8
18 O
Sta
ckL
R04
(Lis
ieck
ieR
aym
o,2
005)
1.5
1
0.5
0
-0.5
-1
-1.5
18 O
G.r
ub
er(‰
PD
B)
A B
64
________________________________________________________________
6.2 FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS/BIOESTRATIGRAFIA
As carapaças dos foraminíferos planctônicos apresentaram excelente estado
de preservação, o que facilitou a classificação e contagem dos mesmos ao longo
dos testemunhos JPC-17, JPC-95 e GeoB 6206-3. Por se tratar de uma área sob
influência da Corrente do Brasil, a maior parte dos táxons encontrados são
característicos de águas quentes das zonas tropical e subtropical, como
Globigerinoides ruber, G. trilobus s.l., G. conglobatus, Neogloboquadrina dutertrei
dutertrei, o plexo menardiforme e plexo Pulleniatina, entre outros. As demais
espécies identificadas, como Globigerina bulloides, Globorotalia scitula, G.
truncatulinoides s.l., além de G. inflata, representam espécie de águas frias que
habitam regiões transicionais e de ressurgência (BOLTOVSKOY et al., 1996).
Figura 11: Correlação de 14C em função da profundidade para os sedimentos
dos testemunhos JPC-17 e GeoB2107-3 derivado da interpolação linear das
idades calibradas de 14C AMS, plotadas em função da profundidade.
65
_______________________________________________________
0 10 20 30 40 50
Idade (ka cal. BP)
0
0.2
0.4
0.6
0.8
Ple
xo
Pu
llen
iati
na
(%) 0
1
2
3
4
Ple
xo
men
ard
ifo
rme
(%)
0.8
0.4
0
-0.4
-0.8
-1.2
18O
G.r
ub
er(‰
VP
DB
)J
PC
-17
Holoceno Pleistoceno
ZY
Y1 Y2
Interglacial Glacial
MIS-1 MIS-2 MIS-3
Figura 12: Correlação entre os dados bioestratigráficos (freqüência dos plexos
menardiforme e Pulleniatina) e isotópicos do testemunho JPC-17 plotados em
função da idade calibrada (kA cal. BP). Foram reconhecidas as biozonas Y e Z
de Ericson e Wolling (1968) que representam a última glaciação do Pleistoceno
e o Holoceno respectivamente, e as subzonas Y2 e Y1 de Vicalvi (1999). O
terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3) que representa o limite
das subzonas Y2/Y1 foi identificado a ~ 30ka cal. BP.
66
6.2.1 Testemunho JPC-17
O testemunho JPC-17 possui 15 metros de comprimento dos quais somente
os 5 metros superiores foram analisados e apresentam um registro da porção final
do Pleistoceno (última glaciação), representado pelas subzonas Y2 e Y1 de Vicalvi
(1999), e um registro completo do Holoceno (Figura 12 e 13). O último intervalo
glacial do Pleistoceno foi reconhecido no JPC-17 entre 60,7 - 11,5ka, caracterizado
principalmente pela ausência do plexo menardiforme, um táxon indicador de águas
quentes. O plexo Pulleniatina tem frequência marcada por desaparecimentos e
reaparecimentos durante o último glacial conforme observado na sessão 5.1.
Durante o período glacial foi possível reconhecer um intervalo de presença do plexo
Pulleniatina ocorrido ~30-56.5ka, reconhecido como sendo a subzona Y2 de Vicalvi
(1999). Ao longo de todo o glacial, os taxons G. truncatulinoides sp. e G. inflata
apresentaram frequência média relativamente alta, variando entre 0,2-4,5% (média
de 1,75%) e entre 0,7-8,1% (média de 2,9%) respectivamente. As demais espécies
selecionadas O. universa, G. crassaformis e N. dutertrei dutertrei apresentaram
freqüência de 0.1%, 0.2% e 0.2% respectivamente. O Holoceno foi reconhecido a
partir de 11.5ka (Figura 13). Esse intervalo é caracterizado pela presença dos
plexos menardiforme e Pulleniatina, com porcentagens variando de 0 a 3.7% e o a
0.2% respectivamente. A freqüência de G. truncatulinoides apresentou uma leve
queda em relação ao intervalo glacial, apresentando médias de 1.1%, enquanto a
freqüência de G. inflata caiu drasticamente com média de 0.6%. Um fato que merece
atenção é o desaparecimento do plexo menardiforme entre 7.6-6.6ka (Figura 13). A
freqüência de O. universa aumentou em relação ao intervalo glacial variando entre
0.1 e 1.3% (média de 0.5%), enquanto G. crassaformis e N. dutertrei dutertrei
apresentaram freqüência de 0.1%. O número total de forminíferos planctônicos por
cm3 esteve em torno de 1.600 carapaças/cm3 entre 60-40ka, com uma clara
tendência de aumento em direção ao topo do testemunho. Entre 40-20ka o número
de carapaças aumenta consideravelmente para mais de 10.000/cm3, caindo para
valores menores que 5.000/cm3 durante a última deglaciação (20-11.5ka).
67
_________________________________________________________________
Figura 13: Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no testemunho JPC-17, incluindo o número total de foraminíferos planctônicos por cm3 de sedimento, plotados em função da idade. A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos.
68
Durante o Holoceno, o número de carapaças de foraminíferos planctônicos
volta a aumentar atingindo o valor máximo de 26.128cm3 a 6,7ka. É observado uma
leve queda a 7,6ka, onde o número de carapaças cai de ~17.000 para ~12.000
(Figura 13).
6.2.2 Testemunho JPC-95
O testemunho JPC-95 possui 16,4 metros de comprimento dos quais somente
os 5 metros superiores foram analisados e apresentam um registro apresentam um
registro da porção final do Pleistoceno (última glaciação), representado pelas
subzonas Y3 a Y1 de Vicalvi (1999), e um registro completo do Holoceno (Figura
14). O último intervalo glacial do Pleistoceno foi reconhecido no JPC-95 entre as
amostras 490 e 20 cm caracterizado principalmente pela ausência do plexo
menardiforme, um táxon indicador de águas quentes. Durante o período glacial foi
reconhecido um intervalo de presença do plexo Pulleniatina ocorrido entre 190-70
cm, reconhecido como sendo a subzona Y2 de Vicalvi (1999). Ao longo de todo o
glacial, G. truncatulinoides foi freqüente variando entre 0 e 8,2% (com média de
2.2%), enquanto que a freqüência de G. inflata esteve alta na base do intervalo (12-
22%), caindo para <5% no maio do intervalo glacial, voltando a aumentar durante a
subzona Y2 (Figura 14). Ao longo de todo o intervalo glacial, a porcentagem média
de G. inflata foi de 5,9%. As demais espécies selecionadas O. universa, G.
crassaformis, G. conglobatus e N. dutertrei dutertrei apresentaram freqüência de
0,2%, 0,4%, 0,3% e 1,2% respectivamente, sendo que G. conglobatus apresentou
um leve aumento durante a subzona Y3 em relação ao resto do glacial. O Holoceno
foi reconhecido a partir de 20 cm (Figura 14). Esse intervalo é caracterizado pela
presença dos plexos menardiforme e Pulleniatina, com porcentagem média de 2% e
0,2% respectivamente. A frequência de G. truncatulinoides se manteve constante em
relação ao intervalo anterior (2,5%) enquanto a porcentagem média de G. inflata
caiu em relação ao intervalo anterior apresentando média de 0.8%. Assim como no
JPC-17, a frequência de O. universa aumentou durante o Holoceno (média de 0.8).
G. crassaformis e G. conglobatus se manteve constante (0.3 e 0.5%
respectivamente) enquanto N. dutertrei dutertrei caiu em relação ao intervalo anterior
apresentando média de 0,1% (Figura 14). O número total de forminíferos
69
planctônicos por grama esteve próximo de zero entre 490-200cm (subzona Y3),
aumenta consideravelmente na subzona Y2, com média de 1278 carapaças/grama.
No final do intervalo glacial (subzona Y1) o número de carapaças volta a cair
atingindo o valor mínimo de 668 carapaças/grama (50cm). No Holoceno o número
de planctônicos volta a crescer chegando ao valor máximo de 4.192
foraminíferos/grama a 20cm (Figura 14).
6.2.3 Testemunho Geob 6206-3
O testemunho GeoB 6206-3 possui 7,4 metros de comprimento dos quais
somente os 6,2 metros superiores foram analisados e apresentam um registro
apresentam um registro da porção final do Pleistoceno (última glaciação),
representado pelas subzonas Y2 e Y1 de VICALVI (1999), e um registro completo do
Holoceno (Figura 15). O último intervalo glacial do Pleistoceno foi reconhecido no
GeoB 6206-3 entre as amostras 620 e 20 cm caracterizado principalmente pela
ausência do plexo menardiforme. O limite Pleistoceno/Holoceno datado em 11ka foi
reconhecido entre 20-10 cm do topo do testemunho. Durante o período glacial foi
reconhecido um intervalo de presença do plexo Pulleniatina ocorrido entre 620-470
cm, reconhecido como sendo a subzona Y2 de VICALVI (1999). O plexo Pulleniatina
apresenta um pico próximo ao limite Pleistoceno/Holoceno, chegando a 1.3%. A
frequência de G. truncatulinoides foi praticamente constante ao longo do glacial,
variando entre 0.7 e 13% (média de 5.8%). É possível observar um leve aumento na
porcentagem de G. truncatulinoides na subzona Y1 em relação a Y2, com uma
drástica queda entre 150-70 cm. A freqüência de G. inflata variou entre 6,8 e 22,2%
(média de ~13%), com destaque para um leve aumento entre 600-300cm (limite
entre as subzonas Y2 e Y1).
70
_________________________________________________________________
Figura 14: Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no testemunho
JPC-95, incluindo o número total de foraminíferos planctônicos por grama de
sedimento, plotados em função da profundidade (cm). A linha tracejada representa a
média móvel de 3 pontos.
71
As demais espécies selecionadas O. universa, G. conglobatus e N. dutertrei
dutertrei apresentaram freqüência de 0.3%, 0.4% e 7.6% respectivamente, sendo
que O. universa apresentou um leve aumento a partir de 200cm em direção ao topo
do testemunho. Já G. crassaformis esteve praticamente ausente (0.04%). O
Holoceno foi reconhecido a partir de 20 cm (Figura 15). Esse intervalo é
caracterizado pela presença dos plexos menardiforme e Pulleniatina, com
porcentagem média de 2.5% e 0.4% respectivamente. A freqüência de G.
truncatulinoides apresentou uma leve queda de 2.9%, enquanto a porcentagem
média de G. inflata caiu drasticamente em relação ao intervalo anterior apresentando
média de 4.5%. Conforme observados nos outros testemunhos, a frequência de O.
universa aumentou durante o Holoceno (média de 2%). G. conglobatus apresentou
um leve aumento durante o Holoceno (1.4%) enquanto que G. crassaformis e N.
dutertrei dutertrei desapareceram durante o Holoceno (Figura 15). O número total de
forminíferos planctônicos/ml esteve abaixo de 100 carapaças/ml durante quase todo
o intervalo glacial, com excessão do intervalo entre 550 a 300cm onde o número de
carapaças variou entre 200 e 2.202 carapaças/ml (média de 1048 pk/ml). A partir de
70cm o numero de carapaças começa a aumentar chegando ao máximo 4.339
planctônicos/ml na amostra de topo do testemunho.
Conforme comentado na sessão 5.1 os plexos menardiforme e Pulleniatina são
as principais táxons de foraminíferos planctônicos utilizados como ferramentas
bioestratigráficas. A correlação da frequência desses táxons ao longo dos três
testemunhos pode ser vista na figura 14. Esse procedimento foi realizado para
inserirmos os testemunhos JPC-95 e GeoB 6206-3 dentro de uma moldura
cronológica para posterior discussão e a abrangência geográfica de determinados
eventos encontrados no JPC-17. Nesse contexto, os 10 cm do topo dos
testemunhos JPC-95 e o GeoB 6206-3 representam os últimos 11ka. O último
desaparecimento do plexo Pulleniatina (42-25ka) foi identificado
72
______________________________________________________________
Figura 15: Frequência dos táxons de foraminíferos planctônicos no
testemunho GeoB 6206-3, incluindo o número total de foraminíferos
planctônicos por ml de sedimento em função da profundidade (cm). A linha
tracejada representa a média móvel de 3 pontos.
73
_______________________________________________________________________________________________________
_
1
1
2
2
3
3
4
4
5
0 1 2 3
JPC-95
0 1 2 3 4
0
100
200
300
400
500
600
0 0,5 1 1,5
GeoB6206-3
Px. Menardiforme (%)Px. (%)Pulleniatina Px. (%)Pulleniatina0 1 2 3 4
0
20
40
60
0 0,5 1
JPC-17Px. Menardiforme (%) Px. (%)Pulleniatina
Idadeka cal. BP
Bioestratigrafia
Ericson e Wollin (1968)
Vicalvi(1999)Geocronologia
Z Z
Y
Y1
Y3
Holoceno
Ple
isto
cen
o
Y2
0 1 2 3
0
50
00
50
00
50
00
50
00
50
00
Px. Menardiforme (%)
Figura 16: Correlação bioestratigráfica entre os testemunhos JPC-17, JPC-95 e GeoB-6206-3, mostrando as biozonas Z e Y de
Ericson e Wollin (1968), na qual caracterizam respectivamente o Holoceno e Pleistoceno. O gráfico também mostra as subzonas
Y1, Y2 e Y3 de Vicalvi (1999). Não foi possível subdividir a biozona Z nas subzonas de Vicalvi (1999).
74
6.3 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO
A curva isotópica do testemunho JPC-17 é semelhante às curvas tradicionais
para o Quaternário Superior (Figura 10A). Para os 3,5 m superiores do testemunho,
a curva exibe valores positivos de 18O entre 46.6 – 36,8ka, com valores variando
entre 0,16 e 0,48‰. Os valores de 18O tornam-se negativos entre 35,6 - 24,6ka,
com valores oscilando entre -0,08 a -0,23‰, voltando a aumentar entre 22.1 –
14.8ka, chegando ao seu máximo de 0,78‰ a 14.8 ka (Figura 10B). Em seguida os
valores isotópicos diminuem novamente em direção ao topo do testemunho,
chegando ao valor mínimo de -1,03‰ no topo do testemunho. Por volta de 7.6ka, os
valores de 18O apresentam um pico positivo de 0,25‰ , um aumento de 0.83‰.
6.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA
Dados de geoquímica orgânica estão em função da idade e podem ser vistos
na figura 17. A razão C/N e o 13CMO variaram entre 6-10 e -18- -21‰ ao longo dos
últimos 60ka respectivamente, caracterizando uma produção primária basicamente
marinha, produzida por algas fitoplanctônicas. Durante esses 60ka, as porcentagens
de Carbono orgânico total (COT) e de carbonato (CaCO3) variaram entre 0.2-1.11%
e 5.9-37.2% respectivamente, enquanto que a porcentagem de Nitrogênio variou
entre 0.04-0.16%. Durante a última glaciação a razão C/N permaneceu estável, com
média ~7, enquanto que as curvas de 13CMO,CaCO3, C e N apresentaram padrão
de freqüência semelhantes, com um claro aumento entre 40-20ka (Figura 17). O
aumento nas porcentagens de COT, carbonato e Nitrogênio observado entre 40-
20ka sugere aumento da produtividade local, enquanto que o aumento do 13C
indica mudanças na fonte da matéria orgânica depositada no sedimento durante
esse intervalo de tempo. Durante a última deglaciação e o Holoceno os valores de
C/N variaram entre 8-10 (média de 8.2), indicando variação no tipo e fonte da
matéria orgânica. Na deglaciação as porcentagens de Carbono total, de Nitrogênio e
Carbonato diminuíram, sugerindo uma menor produtividade local e voltaram a
aumentar no Holoceno, sugerindo um leve aumento da produtividade. O mesmo
ocorreu com os valores de 13CMO que também diminuiram na deglaciação (para -
75
21‰), apresentando valores similares e condições ambientais similares `as
ocorridas a 40ka, e voltam a aumentar no Holoceno sugerindo mudanças na origem
da matéria orgânica (Figura 17).
_________________________________________________________________
Figura 17: Dados de geoquímica orgânica do testemunho JPC-17 durante os
últimos 60ka. A linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos.
76
6.5 RAZÃO Mg/Ca E TEMPERATURA SUPERFICIAL
A razão dos elementos Mg/Ca, Sr/Ca, Mn/Ca e Fe/Ca medidos nas carapaças
de G. ruber foram plotados em função da idade (Figura 18). Os valores da razão
Mg/Ca nas carapaças de G. ruber ao longo dos 3.5 m superiores do testemunho
JPC-17 variaram entre 2.607 e 4.105 mmol/mol, com valores médios de 3.342
mmol/mol. A precisão média de Mg/Ca para a solução padrão de Mg/Ca = 3.08 é ±
0.007 (1σ) ou RSD = 0.21%. Os resultados estão de acordo com a amplitude de
valores de Mg/Ca encontrados por outros autores (SCHMIDT et al., 2004b;
CARLSON et al., 2008). Os valores mais baixos foram observados no intervalo 46.6
– 11.9ka (média de 3.194 mmol/mol) e representam o último interglacial-glacial do
Pleistoceno (MIS-3 e MIS-2). Os maiores valores foram encontrados no topo do
testemunho, entre o intervalo 10.4 – 5.6ka (média de 3.912 mmol/mol),
caracterizando o Holoceno (MIS-1). Valores de Fe/Ca e Mn/Ca medidos para
monitorar a eficiência da limpeza das amostras, identificando possíveis
contaminações por argilominerais e por Fe-Mn overgrowth, apresentaram valores
relativamente baixos (média de 0,104 e 0.105 mmol/mol para Fe/Ca e Mn/Ca
respectivamente). É possível perceber que os picos de Fe/Ca e Mn/Ca não ocorrem
simultaneamente com os picos de Mg/Ca (Figura 18).
A correlação entre as razões Mg/Ca - Fe/Ca e Mg/Ca – Mn/Ca medidos para
avaliar a eficiência do processo de limpeza foi praticamente nula, com R2 de 0.005 e
0.000028, respectivamente. Esses resultados comprovam que não houve
contaminação por Fe-Mn overgrowth e nenhuma contribuição de Mg por
contaminação por argilominerais, mostrado pelas curvas de Fe/Ca e Mn/Ca que não
apresentam correlação com a curva de Mg/Ca (Figura 18). A razão Sr/Ca vem
sendo utilizado por diversos autores como um proxy de paleotemperatura . A
correlação entre Sr/Ca e Mg/Ca foi relativamente baixa (R2 = 0.228), o que alerta
para os cuidados ao interpretar a razão Sr/Ca como proxy de paleotemperatura no
testemunho JPC-17.
77
_________________________________________________________________
A temperatura oscilou em escala milenar (Figura 19) durante os últimos
~46ka. A temperatura média do último intervalo glacial foi de 21.9oC e do Holoceno
de 22.90C (Mg/Ca –TSM Anand et al. 2003), o que representa uma amplitude média
de temperatura de 1oC entre o ultimo glacial e o Holoceno. Considerando que a
amostra de topo representa a média anual de temperatura da região (23.6oC) e a
temperatura média ao longo de todo o intervalo estudado foi de 22.3oC, a
temperatura média entre 46.7 – 40.1ka foi 0.9oC menor em relação a média anual e
0.4oC maior que a média do testemunho. A temperatura cai para valores mais baixos
registrados ao longo de todo o testemunho, chegando a 20oC a 38.1ka, queda de
3.6oC em relação a amostra de topo e de 2.3oC em relação a média do testemunho.
Figura 18: Distribuição das razões Mg/Ca, Fe/Ca, Mn/Ca e Sr/Ca medidos nas
carapaças de G. ruber (branco) do testemunho JPC-17 em função da idade.
78
Durante o intervalo de tempo entre 36.8 a 28.2ka, a temperatura sofre uma
oscilação, aumentando para 22.5oC no início do intervalo (35.6ka) e caindo em
seguida para 20.3oC (temperatura mínima nesse intervalo), apresentando uma
amplitude de 2.5oC e 2.2oC respectivamente, ou seja, um aumento de 0.3oC em
relação à mínima do intervalo anterior (Figura 19). Entre 27 e 19.7ka, a temperatura
volta a presenciar um aumento seguido de uma queda, passando de 20.3oC para
22.8oC (entre 27 e 25.8ka) e caindo posteriormente para 21oC a 19.7ka, um aumento
de 2.5oC e queda de 1.8oC. A temperatura máxima e mínima observada nesse
intervalo excede em 0.3oC e 0.7oC respectivamente a máxima e mínima do intervalo
anterior 36.8 a 28.2ka, demonstrando uma clara tendência de aquecimento das
águas superficiais em direção ao topo do testemunho (Holoceno).
A temperatura volta a aumentar durante a última deglaciação (19.7 – 10.4),
com um pico a 17.2ka (de 23.1oC), e uma ligeira queda a 14.7ka (22.2oC),
permanecendo constante até o inicio do Holoceno. A temperatura máxima e mínima
observada nesse intervalo excede a do intervalo anterior em 0.3oC e 1.2oC
respectivamente. Estes resultados mostram que as águas superficiais da região
seguiram um padrão de aquecimento dentro do ultimo glacial, onde a cada intervalo
de tempo, a temperatura máxima observada aumenta em 0.3oC, enquanto que a
mínima observada dobra em relação ao intervalo anterior. Esse padrão não é
observado durante o Holoceno, onde no início, a temperatura chega ao seu valor
máximo ao longo de todo o testemunho (24.4oC) e volta a cair a 7.6ka, chegando a
22.9oC, uma queda de 1.5oC. Essa queda na temperatura observada a 7.6ka é
equivalente a 75%, levando em consideração a amplitude entre o último glacial e o
Holoceno (2oC). Após essa queda, a temperatura volta a subir e novamente
decresce chegando ao valor de 23.6oC no topo, o que é equivalente a temperatura
média anual da região que é de 23.2oC (World Ocean Atlas 2005 – WOA05;
LOCARNINI et al., 2006). Estes resultados revelam que a temperatura no início do
Holoceno foi mais quente do que a temperatura atual.
79
_________________________________________________________________
6.6 ESTIMATIVA DE PALEOSSALINIDADE
A curva de salinidade superficial do mar (SSM) ao longo dos últimos 46.6ka e
similar ao registro de temperatura, principalmente durante o último glacial (Figura
20). Os registros mostram uma grande redução na salinidade (queda da razão
isotópica da água do mar – 18OW) durante a ultima glaciação (entre 38 – 29.5ka)
apresentando um decréscimo de ~1.3‰ (figuras 20). Por volta de 29.5ka, o 18OW
alcança seus valores mais baixos durante todo o testemunho (0.8‰). A partir de
29.5ka a salinidade mostra uma clara tendência de aumento em direção ao topo do
testemunho, com dois intervalos de aumento entre 27 – 20.9ka e entre 18.4 –
14.8ka, com valores médios de 1.3‰ e 2‰ respectivamente. Também são
observado dois picos de queda da salinidade entre 25.9 e 10.4ka, um a 19.7ka e
outro entre 13.5-11.9ka, ambos apresentando a mesma amplitude de ~0.42‰, mas
diferentes nos valores absolutos. Enquanto que no primeiro pico (19.7ka) os valores
de 18OW caem de 1.5‰ para 1‰, no segundo pico (~13ka) os valores decrescem
de 2.1‰ para 1.5‰. Durante o Holoceno (a partir de 10.4ka) a salinidade volta a
Figura 19: Estimativa de temperatura das águas superficiais do mar (Mg/Ca-
SST) registrados no testemunho JPC-17 durante os últimos ~46ka.
0 10 20 30 40 50
Idade (ka cal AP)
19
20
21
22
23
24
25
Mg
/Ca
-SS
T (
oC
)A
nan
d e
t al
. (20
03)
80
aumentar apresentando um acentuado pico por volta de 7.6ka, quando os valores de
18OW alcança seus níveis mais altos (2.5‰) ao longo de todo o testemunho. Após
esse pico, a salinidade volta a cair apresentando um valore de 1.4‰ na amostra de
topo do testemunho.
________________________________________________________________
Figura 20: Curva de 18O da água (18OW), proxy de salinidade das águas superficiais do mar durante os últimos 46ka. O volume de gelo continental foi corrigido usando a curva de variação do nível do mar de Siddall et al. (2003) multiplicada pela constante 1‰ /130 m de Schrag et al. (2002).
0 10 20 30 40 50
Idade (ka cal AP)
0.4
0.8
1.2
1.6
2
2.4
2.8
18O
W (
‰V
SM
OW
)
81
7 DISCUSSÕES 7.1 FREQUÊNCIA DA FAUNA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS E SUA
RELAÇÃO COM A TEMPERATURA, SALINIDADE E PRODUTIVIDADE
Com a análise da assembléia de foraminíferos planctônicos encontrados nos
testemunhos JPC-17, JPC-95 e GeoB 6206-3 (Figura 13, 14, 15 e 16), foi possível
reconhecer padrões de frequência semelhantes de alguns táxons ao longo desses
testemunhos, enquanto outros discordavam. Muitas dessas discordâncias podem ser
atribuídas à resolução dos testemunhos e o comprimento das subzonas registradas.
Por exemplo, a subzona Y1 do testemunho JPC-17 possui 120 cm de comprimento,
enquanto que a mesma subzona apresenta 40 e 440 cm nos testemunhos JPC-95 e
GeoB6206-3. O Holoceno do JPC-17 possui 60 cm, enquanto os outros dois
somente 20 cm. Nesse contexto, os testemunhos registram eventos que ocorreram
em um determinado período de tempo com maior resolução que outros. Mesmo com
essa diferença percebe-se que, excetuando-se a distribuição dos plexos
menardiforme e plexo Pulleniatina que são importantes ferramentas
bioestratigráficas, a distribuição de G. inflata, O. universa e o número total de
foraminíferos planctônicos apresentaram padrão de freqüência comum aos três
testemunhos. A distribuição de G. truncatulinoides sp. aponta para uma maior
frequência durante o intervalo glacial com uma queda em direção ao Holoceno,
porem não foram realizadas análises da direção do enrolamento (destrógero ou
sinistrógero). A direção do enrolamento é importante para identificar diferentes
morfotipos de G. truncatulinoides adaptados a diferentes parâmetros ambientais,
como por exemplo, produtividade (TOLEDO et al., 2007; PIVEL 2010). As demais
espécies G. conglobatus e G. crassaformis sp., incluindo N. dutertrei indicadora de
produtividade (PIVEL, 2010), apresentaram uma distribuição aleatória ao longo
82
desses testemunhos. Na figura 19 e 20, a frequência de foraminíferos planctônicos
do JPC-17 foi comparada com a TSM, a composição isotópica da água do mar
(18OW) e os dados de geoquímica orgânica ao longo do tempo A distribuição de
cada táxon será discutido separadamente.
7.1.1 Plexo menardiforme
O plexo menardiforme é um grupo de espécies que vivem em águas quentes
tropicais e subtropicais (habitam os 200 m superficiais) altamente sensíveis as
variações ambientais, sendo a sua distribuição controlada pela temperatura,
profundidade da termoclina (estratificação vertical da coluna d’água) e
disponibilidade de nutriente (ERICSON e WOLLING, 1968; RAVELO, 1990;
BOLTOVSKOY et al., 1996; WATKINS et al., 1998; CHEN et al., 1998; SCHMIDT et
al., 2004a; MARTINEZ et al., 2007; MACHAIN-CASTILHO et al., 2008). No
testemunho JPC-17 o plexo está ausente durante todo o intervalo glacial refletindo
as baixas temperaturas das águas oceânicas durante essa época. Embora os
resultados de geoquímica orgânica sugerirem alta produtividade durante o glacial, o
plexo menardiforme foi ausente, revelando que a temperatura e/ou a estratificação
da coluna d’água devam ser os principais fatores limitantes.
O plexo menardiforme também esteve ausente dos sedimentos dos
testemunhos JPC-95 e GeoB 6206-3 durante a biozona Y (glacial), indicando que as
baixas temperaturas das águas da região se estenderam a ~300S (localização do
GeoB 6206-3) durante a ultima glaciação. O plexo menardiforme surge no inicio do
Holoceno com porcentagens de 2-3%, acompanhada de um aumento de
temperatura que passa dos 240C e um relativo aumento da produtividade (aumento
das porcentagens de COT, Nitrogênio e carbonato; Figura 22).
83
_________________________________________________________________
Figura 21: Correlação entre a frequência de táxons de foraminíferos planctônico e dados de temperatura (SST) e salinidade (18OW) em função do tempo. A faixa azul e laranja representam respectivamente o glacial e o Holoceno (biozona Y e Z de ERICSON e WOLLIN, 1968). A tarja cinza representa a subzona Y2 de Vicalvi (1999). As faixas azuis escuro na Y2 evidenciam a queda da SST e SSM, enquanto que o tom de laranja claro na biozona Z evidencia a queda na SST e relativo aumento da SSM.
84
O aumento da produtividade durante o Holoceno não foi tão alta como
observado durante o glacial, mas as razões C/N e 13C indicam uma mudança na
fonte e no tipo de matéria orgânica produzida.
Por volta de 7.6ka, a temperatura cai para 22.90C sendo acompanhada por
um desaparecimento do plexo menardiforme. Nesse momento também é observada
uma leve queda em todos os proxies de produtividade. O desaparecimento do plexo
menardiforme a 7.6ka mostra a sua forte sensibilidade a temperatura das águas
oceânicas. Levando em consideração que a estimativa de TSM foi baseada em
ANAND et al. (2003) e essa estimativa varia de acordo com o autor (ver figura 14),
pode-se sugerir que, na região estudada, o plexo menardiforme prefere águas com
temperaturas maiores que 240C (baseada em ANAND et al., 2003). Isso é
confirmado pelas altas porcentagens do plexo menardiforme (com média de 8%)
durante o MIS-5, relacionadas a temperaturas maiores que 240C (dados não
apresentados). Durante o MIS-5 também são observados intervalos de
desaparecimento do plexo menardiforme (caracterizando as subzonas X2, X4, X6 ...
X10 de VICALVI, 1999) relacionados a queda da temperatura (<240C).
Um fato interesante é o retorno do plexo menardiforme as águas da costa Sul-
Sudeste brasileira (entre 230 – 300S), uma vez que aparenta surgir primeiro em
testemunhos localizados mais ao Sul em relação aos localizados mais ao Norte da
região (PIVEL, 2010). Pivel (2010) observou que o plexo menardiforme surgiu por
volta de 8ka no testemunho KF02 (25050’S, 45011’W; 827metros de lâmina d’água) e
de 6ka no SAN76 (24026’S, 42017’W, 1682metros de lâmina d’água), ou seja, 2ka de
diferença. No testemunho GeoB 6201-5 (26°40,22’S, 46°26,46’W, 470metros de
lâmina d’água), localizado próximo ao KF02, o plexo surge por volta de 8ka, (dados
não apresentados), enquanto que no JPC-17 (27o 41.83’ S e 46o 29.64’ W, 1627m
lâmina d’água) esse retorno ocorreu entre 10.4 - 11ka. No presente trabalho não foi
possível identificar as possíveis causas para esse evento, porem uma explicação
pode estar nas condições ambientais as quais as águas da região se encontravam.
85
_________________________________________________________________
Figura 22: Correlação entre a frequência de táxons de foraminíferos
planctônicos e dados de geoquímica orgânica em função do tempo. Estão
representadas as biozonas Y e Z de Ericson e Wollin (1968) e as subzonas Y1
e Y2 de Vicalvi (1999). A tarja cinza mostra a positiva relação de G. inflata, G.
truncatulinoides sp., N. dutertrei e o número de foraminíferos planctônicos/cm3
com a produtividade.
86
Pode ser sugerido que durante a transição do intervalo glacial para o
interglacial, as águas oceânicas da região mais ao Sul possam ter sido mais quentes
e/ou mais estratificadas em relação as do Norte, a ponto de favorecer o
reaparecimento do plexo menardiforme primeiro nessas localidades. Essa diferença
regional no surgimento do plexo menardiforme ao longo da costa Sul-Sudeste
brasileira assim como as possíveis causas para esse fenômeno serão abordados em
futuros trabalhos na região com aumento da malha amostral (mais testemunhos)
aliado a um preciso modelo cronológico (novas datações absolutas por AMS 14C).
7.1.2 Plexo Pulleniatina
As espécies do plexo Pulleniatina são geralmente encontradas habitando
regiões tropicais e subtropicais (BÉ, 1966; BOLTOVSKOY et al., 1996; BAOHUA et
al., 1997; SCHMIDT et al., 2004a), porem podem ser encontradas habitando zonas
de ressurgências equatoriais, onde as águas oceânicas são frias e produtivas
(CHEN et al., 1998; WATKINS et al., 1998; CONAN e BRUMMEN, 2000; YAMAZAK
et al., 2008). A frequência do plexo Pulleniatia ao longo do JPC-17 parece estar
claramente relacionada a temperatura e salinidade (Figura 21). O plexo Pulleniatina
é marcado por desaparecimentos e reaperecimentos no Atlântico durante a última
glaciação (PRELL E DAMUTH (1978); VICALVI, 1997; VICALVI, 1999; PORTILHO-
RAMOS et al., 2006). Durante o glacial ocorrem dois intervalos de presença do plexo
Pulleniatina na qual VICALVI denominou de subzona Y2 e Y4 (ver sessão 5.1). Esse
autor datou o último desaparecimento desse plexo no Pleistoceno estando entre 42-
45ka na bacia de campos, ao Norte da área de estudo. No JPC-17 esse
desaparecimento ocorreu a 30ka, ou seja, de 12 a 15ka depois.
PRELL e DAMUTH (1978) estudaram o desaparecimento de Pulleniatina
obliquiloculata no Atlântico Norte e concluíram que o fato ocorreu de forma diácrona
e progressiva em direção ao Equador (60.000, 50.000 e 35.000 A.P. no Golfo do
México, Oeste do Caribe e Atlântico Equatorial respectivamente), e que a salinidade
estaria controlando a distribuição desse táxon, já que o desaparecimento ocorre
primeiro nas áreas de maior salinidade. No testemunho JPC-17, a abundância do
plexo Pulleniatina aumenta entre 38.1-34.4ka (subzona Y2). Nesse momento é
observado um aumento nas porcentagens de Carbono e Nitrogênio o que sugere um
87
aumento da produtividade local. Os valores de 13CMO passam de ~-21‰ para ~-
20‰ indicando mudanças na matéria orgânica produzida, enquanto a razão C/N
permanece constante (entre 6-7) indicando nenhuma mudança da origem dessa
M.O., que continua sendo marinha (fitoplancton). Dentro da subzona Y2, o plexo
apresenta dois picos de abundância, um a 38.1ka e outro entre 34.4-29.5ka, e um
pico de queda a 35.6ka (Figura 21).
Os picos de abundância ocorrem com a queda simultaneamente da
temperatura e salinidade, enquanto o pico de mínima abundância ocorre com o
aumento da TSM e SSM, o que indica a forte relação do plexo Pulleniatina com
essas variáveis. Na região de estudo a relação do plexo com a TSM e SSM durante
o glacial parece ser mais forte do que com a produtividade, uma vez que no intervalo
entre ~27-18ka o plexo está ausente enquanto que a produtividade continua alta
(porcentagens de Carbono e Nitrogênio alcançando seus valores máximos ao longo
de todo testemunho) e a TSM e a SSM (18OW) sofrem um aumento (2.5oC e 0.9‰
respectivamente), o que evidencia a preferência do plexo Pulleniatina por águas
oceânicas mais frias e menos salinas.
O plexo Pulleniatina desaparece das amostras durante a porção final do
glacial (subzona Y1) só voltando a aparecer no Holoceno, com porcentagens média
quatro vezes menor em relação a Y2 (Figura 21). Durante esse período de tempo
são observadas flutuações na TSM, SSM e na produtividade que não são
acompanhados pelo plexo Pulleniatina. Por volta de 19ka, a TSM e SSM sofrem uma
queda brusca chegando a valores bem próximos aos ocorrido durante a subzona Y2,
enquanto que a produtividade continuava alta, mas mesmo assim o plexo
permaneceu ausente. Dentro do Holoceno, a TSM e SSM apresentam seus maiores
valores ao longo do testemunho; a produtividade volta a aumentar e a razão C/N e
13CMO indicam leve mudanças na fonte e na preservação da matéria orgânica que
continua marinha.
Durante esse intervalo de tempo, o plexo Pulleniatina surge com baixas
porcentagens (0.2%). Nossos resultados sugerem que durante o intervalo glacial a
temperatura e salinidade das águas oceânicas da região foram os principais fatores
limitantes, com uma clara preferência do plexo Pulleniatina a águas frias e menos
salinas. A produtividade parece exercer um controle secundário na frequência do
plexo durante esse intervalo de tempo. A presença do plexo Pulleniatina durante o
88
Holoceno sugere a influência de outro fator ou de uma mistura de fatores, uma vez
que temperatura e salinidade são muito mais altas e a produtividade mais baixas em
relação ao observado durante o glacial, quando o plexo apresentou sua maior
abundância.
7.1.3 Globorotalia inflata
G. inflata é uma espécie de foraminífero planctônico com preferência a águas
oceânicas transicionais, geralmente habitando regiões de média latitude (transição
entre massas subtropicais e subpolares ou convergências) e zonas de ressurgências
(BÉ, 1966; BOLTOVSKOY et al., 1996; UFKES et al., 1998; SCHMIDT et al., 2004a;
CHIESSI et al., 2007). No Leste do Atlântico Sul elas estão relacionadas a águas
frias, com baixa salinidade e altamente produtivas (altas concentrações de Nitrato e
Fosfato) ligadas a zonas de ressurgência e a pluma do rio Congo (UFKES et al.,
1998). No lado Oeste, elas ocorrem na zona de mistura entre a Corrente do Brasil e
a Corrente das Malvinas (Zona de Confluencia Brasil/Malvinas) (BOLTOVSKOY et
al., 1996; CHIESSI et al., 2007).
A frequência de G. inflata no testemunho JPC-17 parece está relacionada a
águas com baixa temperatura, baixa salinidade e alta produtividade (Figura 21). As
maiores porcentagens de G. inflata ocorrem durante o intervalo glacial,
principalmente entre 30-40ka, quando a TSM e SSM é relativamente baixa e a
produtividade é alta (aumento das porcentagens de Carbono orgânico, Nitrogênio,
13CMO e o número de carapaça de planctônicos). No testemunho JPC-17, o
aumento de G. inflata e o número de foraminíferos planctônicos ocorre entre as
subzonas Y2 e Y1 (Figura 16). O mesmo padrão é observado nos testemunhos JPC-
95 e GeoB 6206-3, sendo que no JPC-95 esse aumento ocorre durante a subzona
Y2. Essas evidências revelam que esse evento de redução da temperatura e
salinidade e de aumento da produtividade se estendeu por uma área maior,
chegando até 300S. Durante a parte final da Y1 entrando pelo Holoceno, é
observada uma tendência de queda de G. inflata na qual ocorre simultaneamente
com o aumento da temperatura e salinidade e queda na produtividade (Figura 21).
Isso foi observado nos três testemunhos estudados relevando que o aumento
desses fatores também foram sentidos ao Sul da região.
89
Por volta de 15ka ocorre um relativo aumento nas porcentagens de G. inflata
que não é correlacionado com a diminuição da TSM e SSM, muito menos com a
produtividade. Parece que nesse momento a G. inflata esteja refletindo uma
mudança na fonte e/ou na preservação da matéria orgânica, na qual é refletida pelo
aumento da razão C/N (Figura 21). Durante o Holoceno, os dados de TSM, SSM,
13CMO e porcentagem de Carbono orgânico e o número de planctônicos aumentam,
enquanto G. inflata permanece baixo, o que demonstra um comportamento
diferenciado de G. inflata aos fatores ambientais da região durante a última
deglaciação e Holoceno. O padrão de frequência de G. inflata, com maiores
porcentagens durante o glacial e menores durante o Holoceno, também são
observados na bacia de Campos (VICALVI, 1997 e 1999) e nos testemunhos SAN76
e KF02 na porção Norte da bacia de Santos (PIVEL, 2010).
7.1.4 Globorotalia truncatulinoides sp.
G. truncatulinoides são geralmente encontradas em regiões temperadas e
subpolares (BÉ, 1966; SCHMIDT et al., 2004a). A distribuição de G. truncatulinoides
sp. aponta para uma maior freqüência durante o intervalo glacial com uma queda em
direção ao Holoceno, porem não foram realizadas análises da direção do
enrolamento (destrógero ou sinistrógero). A direção do enrolamento é importante
para identificar diferentes morfotipos de G. truncatulinoides adaptados a diferentes
parâmetros ambientais, como por exemplo, produtividade (TOLEDO et al., 2007;
PIVEL, 2010). De acordo com Renaud e Schmitd (2003), espécimens de G.
truncatulinoides com enrolamento destrógero preferem águas quentes oligotróficas,
enquanto que G. truncatulinoides com enrolamento sinistrógero habitam águas frias
e são mais tolerantes as variações térmicas.
Estudando testemunhos em três regimes hidrológicos distintos no Oceano
Atlântico Sul (Frente Subpolar, Giro Subtropical e Zona de Ressurgência Equatorial),
aqueles autores observaram que durante intervalos glaciais ocorre diminuição na
freqüência de G. truncatulinoides (enrolamento sinistrógero), enquanto que em
intervalos quentes (interglacial/ pós-glacial), ocorre o aumento de G. truncatulinoides
(enrolamento destrógero). No JPC-17 a distribuição de G. truncatulinoides sp.
parece refletir as condições de temperatura, salinidade e produtividade conforme
90
pode ser observado nas figuras 16 e 17. A maior abundância de G. truncatulioides
foi observada entre 40-27ka quando a temperatura e a salinidade estiveram
relativamente mais baixas (média de 22oC e 18OW de 1.5‰) e a produtividade alta
(altas porcentagens de Carbono e Nitrogênio orgânico e altos números de
foraminíferos planctôncos). Durante esse intervalo, a produtividade foi basicamente
marinha, mas o tipo da matéria orgânica produzida mudou conforme pode ser visto
pelos valores de 13CMO e da razão C/N (Figura 22).
A partir de 27ka a abundância de G. truncatulinoides sp. decresce
gradualmente em direção ao topo do testemunho acompanhando o relativo aumento
simultâneo da temperatura e salinidade (figura 21). Nesse momento a produtividade
continua relativamente alta, mas com uma leve tendência de diminuição em direção
ao topo enquanto os valores de 13CMO e C/N permanecem constantes. Entre 13-
11ka é observado um aumento nas porcentagens de G. truncatulinoides sp. que
corresponde a uma leve queda da temperatura e salinidade e a nenhuma variação
dos dados geoquímicos, sugerindo um outro fator responsável por esse aumento.
Durante o Holoceno G. truncatulinoides sp. alcança abundância mais baixas ao
longo de todo o testemunho, refletindo diretamente o aumento da temperatura e
salinidade que apresentam média de 240C e 1.9‰ respectivamente. Nesse intervalo
de tempo os dados de TSM, SSM, 13CMO e porcentagens de Carbono orgânico e o
número de planctônicos aumentam, o que sugere que a frequência de G.
truncatulinoides sp. é fortemente controlada por variações na temperatura e
salinidade das águas da região.
7.1.5 Neogloboquadrina dutertrei
A espécie N. dutertrei é geralmente encontrada habitando regiões tropicais e
subtropicais, onde as águas oceanicas são relativamente quentes e salgadas (RAU
et al., 2002; MARCHAIN-CASTILHO et al., 2008). Por outro lado, diversos estudos
apontam para uma preferência por águas de baixa salinidade e nutritivas
(MARTINEZ et al., 2007), como as encontradas em regiões de ressurgencia (CHEN
et al., 1998; CONAN e BRUMMER, 2000) e infuenciadas por plumas de rios (UFKES
et al., 1998). Rau et al. (2002) sugeriram N. dutertrei como um indicador de aporte
de águas quentes tropicias/subtropicais do oceano Índico para o Atlântico via
91
Corrente das Agulhas. Já Ufkes et al. (1998) observaram uma preferência de N.
dutertrei por águas de baixa salinidade, quentes e produtivas, classificando essa
espécie como característica das águas da pluma do rio do Congo.
No testemunho JPC-17, N. dutertrei apresenta um pico de abundância entre
22-27ka (base da subzona Y1), quando suas porcentagens variam enre 0.6-1.1%.
Nesse momento é observado um relativo aumento da temperatura e salinidade das
águas superficiais da região (Figura 21) na qual ocorre simultaneamente com
aumento de produtividade (aumento do número de planctônocos e das procentagens
de Carbono e Nitrogênio; figura 22). Os resultados apresentados nas figuras 16 e 17
sugerem que a abundância de N. dutertrei não está relacionado diretamente à
temperatura, salinidade e/ou produtividade separadamente, e sim a uma mistura
desses fatores e/ou a influência de outro fator não avaliado nesse estudo. Pode-se
concluir que as condições de temperatura, salinidade e produtividade das águas
oceânicas da região entre 22-27ka foram favoráveis a presença de N. dutertrei, uma
vez que em intervalos de alta TSM, SSM e produtividade (Holoceno), alta TSM, SSM
e baixa produtividade (11-17ka e 40-46ka), baixa TSM, SSM e alta produtividade
(27-40ka) N. dutrertrei esteve praticamente ausente do registro.
Não podemos inferir sobre valores absolutos de temperatura e salinidade
favoráveis a proliferação de N. dutertrei, uma vez que a estimativa de TSM varia de
acordo com a equação aplicada (exemplo da figura 14) enquanto não se tem certeza
de que a relação linear entre 18OW e a salinidade permaneceu constante durante o
passado. O momento de “ótimo” de N. dutretrei também foi observado no GeoB
6206-3 no meio da subzona Y1. Esse testemunho apresenta uma alta resolução
para a subzona Y1 em relação ao JPC-17 e JPC-95, mas as altas porcentagens de
N. dutertrei encontradas no GeoB6206-3 (média de 10%) podem ser explicadas pela
diferença de critério utilizado na classificação de N. dutertrei entre esses
testemunhos. Para o GeoB6206-3, foram incluídos como N dutertrei espécimens nos
quais foram classificados como sendo uma variação de outra espécie para o JPC-
17.
92
7.1.6 Número de foraminíferos
De uma forma geral, a concentração de carapaças de foraminíferos
planctônicos parece estar mais relacionado a produtividade (porcentagens de
Carbono e Nitrogênio) e ao tipo de matéria orgânica produzido (13CMO) do que
efetivamente com a temperatura e salinidade (Figura 21 e 22). Durante o intervalo
glacial (20-40ka), é observado um aumento do número de carapaças de
planctônicos que ocorre junto com um aumento de produtividade, enquanto que a
temperatura e salinidade foram relativamente baixas. Durante a última deglaciação
(11-20ka), há uma queda no número de carapaças e da produtividade, enquanto que
a TSM e a SSM aumentaram. Por fim, durante o Holoceno, todos os fatores sofrem
um relativo aumento, incluindo o número de planctônicos. O tipo de matéria orgânica
produzida ao longo do JPC-17 sofre uma variação que parece ser acompanhada por
flutuações no número de planctônicos (Figura 22).
Uma vez que testemunhos estudados foram analisados utilizando pesos de
sedimentos diferentes (ver sessão 5.1.), não podemos correlacionar os valores
absolutos de carapaças de foraminíferos planctônicos encontrados em cada
testemunho, porém pode-se avaliar a tendência de aumento e redução dos mesmos
ao longo dos testemunhos estudados. O aumento de planctônicos no JPC-17
ocorreu durante a transição entre as subzonas Y2 e Y1 (20-40ka). O mesmo padrão
foi observado no testemunho GeoB 6206-3, mostrando que o aumento do número
de foraminíferos planctônicos em consequência do aumento da produtividade se
extendeu para o Sul da região (30oS) durante o intervalo de tempo entre 20-40ka. Já
no testemunho JPC-95, o aumento do número de planctônicos foi observado
somente durante a subzona Y2, uma vez que o testemunho apresenta uma
resolução muito baixa para a Y1. O aumento do número de planctônicos durante o
Holoceno também foi observado nos três testemunhos estudados.
93
7.2 RECONSTITUIÇÃO PALEOAMBIENTAL DO TESTEMUNHO JPC-17
O testemunho JPC-17 recuperou os últimos 46,6ka, desde o ultimo intervalo
glacial até o Holoceno (5.7ka). Os registros mostram uma grande redução na
temperatura e salinidade das águas superficiais da região durante a última glaciação
(entre 38 – 29.5ka) apresentando um decréscimo total de 2.6oC e ~1.3‰,
respectivamente (figuras 21). A diminuição da temperatura e salinidade inicia-se a
38ka, com uma queda de 2.9oC e 1‰, respectivamente, interrompida por volta de
~35.6ka, com um pronunciado aumento da temperatura e um leve aumento na
salinidade (aumento de 2.5oC e 0.3‰, respectivamente). Por volta de 29.5ka, a
temperatura e salinidade sofrem uma nova queda, sendo a salinidade mais baixa ao
longo de todo o registro (20.3oC e 0.8‰, respectivamente).
Variações na salinidade e na composição isotópica dos oceanos (18OW) são
controladas principalmente pelo balanço evaporação/precipitação local, aporte fluvial
e volume de gelo. Corrigido a influencia do volume de gelo, é possível que a queda
do 18OW (SSM) entre 38 – 29.5ka tenha sido provocada por um aumento do regime
de chuva na região. A precipitação da região Sul-Sudeste do Brasil é governada por
três principais frentes atmosféricas, a monção de verão da América do Sul (South
America Summer Monsoon - SASM), a Zona de Convergência da América do Sul
(South America Convergence Zone - SACZ) e a Frente Polar (frente extratropical).
As duas primeiras são responsáveis por trazer umidade da região Amazônica para o
sudeste brasileiro durante o verão austral, enquanto que a frente polar (extratropical)
traz umidade da região polar e subpolar durante o inverno austral (GAN et al., 2004;
CRUZ et al., 2005a e 2005b; CRUZ et al., 2006). A variabilidade da precipitação na
região de estudo ao longo do tempo parece ser controlada pela intensidade da
insolação de Dezembro a 30oS (precessão) (CRUZ et al., 2005a e 2006; CRUZ et
al., 2007; WANG et al., 2007).
Através de estudos de 18O em estalagmites da caverna Botuverá (Bt2,
27°13′24″S; 49°09′20″W) durante os últimos 116ka como proxy de precipitação
(incluindo área fonte), Cruz et al. (2005a) observaram que ciclos das chuvas na
região da caverna alinhavam-se perfeitamente aos ciclos de insolação de Dezembro
a 30oS, com a maior influencia da SASM (menor influencia de chuvas extratropicais)
durante períodos de alta (baixa) radiação solar no Hemisfério Sul. Esses resultados
94
foram confirmados posteriormente por Wang et al. (2007), que apresentaram
estudos de alta resolução (últimos 90ka) em outra estalagmite da mesma caverna
(Botuverá). Segundo Cruz et al. (2007) o maior volume de chuva ocorre quando a
SASM penetra sobre a região de Botuverá durante períodos de alta insolação de
Dezembro a 300S, enquanto que períodos de baixa insolação são relativamente
mais secos.
Comparando os resultados do JPC-17 (figura 23) com a curva de insolação
de Dezembro a 30oS (precessão) de Berger e Loutre (1991), observa-se que o
intervalo de redução da temperatura e salinidade (38 – 29.5ka) no registro é
harmônico ao período de baixa insolação. Nesse momento a clima da região foi frio
e relativamente seco (CRUZ et al., 2007) com predominância de vegetação de
pastos (BEHLING, 2002; BEHLING et al., 2002 e 2005). A média anual de
precipitação da região durante o glacial foi menor que 1400mm (BEHLING et al.,
2002). No entanto, as altas porcentagens de Carbono e Nitrogênio orgânico e de
carbonato (aumento do numero de carapaças de foraminíferos planctônicos)
sugerem aumento da produtividade local. Esse aumento da produtividade coincide
perfeitamente com o aumento da razão Fe/Ca observada por Heil (2006) na mesma
região. Segundo esse autor, o aumento de Fe/Ca durante o glacial (15-38ka) teria
sido provocado pelo aumento da precipitação na região, sendo esta controlada por
variações orbitais (Obliquidade). Porem os valores de 13C da matéria orgânica (-20
- -21‰) e a razão C/N (7-8) evidenciam produtividade exclusivamente marinha
(fitoplanctônica) sem nenhuma evidência de aporte fluvial ou terrestre (Figura 23). A
razão Fe/Ca, assim como Ti/Ca, em sedimentos marinhos reflete influência terrígena
relacionados a aporte fluvial e/ou erosão costeira (ARZ et al., 1998; BEHLING et al.,
2000; BEHLING et al., 2002). Aumento da razão Ti/Ca foram observados em
testemunhos marinhos coletados na costa brasileira (~20oS) durante o último
intervalo glacial (BEHLING et al., 2002). De acordo com esses autores, o aumento
de Ti/Ca seria o resultado da erosão do banco de Abrólhos e processos de
resedimentação relacionados ao baixo nível do mar ou a erosão continental devido a
reduzida cobertura vegetal durante esse intervalo de tempo.
O rio mais próximo ao testemunho JPC-17 é o rio Itajaí que fica a 80km de
distância a Norte da Ilha de Florianópolis e apresenta uma descarga anual média de
230m3/s. Com a redução da precipitação na região provocado pela menor influencia
da SASM durante esse intervalo de tempo, é pouco provável que as águas do Itajaí
95
sejam as responsáveis pela queda na salinidade registrada. Por outro lado, a
margem continental entre a Argentina e Sul do Brasil (26o-36oS) é banhada pelas
águas costeiras (AC) onde variações na temperatura, salinidade, concentração de
nutrientes e oxigenio dissolvido são uma resposta a eventos de ressurgencia e
descargas de rios, tendo o Rio da Prata (34o-37oS e 54o-58oW) e Lagoa dos Patos
(30o-32oS e 50o-52oW) como principais contribuintes de água doce para o Oeste do
Atlântico Sul (BURRAGE et al., 2008; CAMPOS et al., 2008). É possível que a
redução da temperatura e salinidade registrada entre 38 – 29.5ka possa ter sido
provocada pela maior presença dessas águas na região, principalmente pela pluma
do rio da Prata (PRP).
Atualmente, a pluma do Rio da Prata carrega águas relativamente frias
(<24oC) de baixa salinidade (<32psu) em sentido Norte, alcançando latitudes
próximas a 27oS durante o inverno e retraindo para 32oS durante o verão austral
(CAMPOS et al., 2008; MOLLER et al., 2008; PIOLA et al., 2008a). Durante o
inverno austral também é observado grandes precipitações causadas pela presença
da frente extratropical na região, o que aumenta a vazão do rio da Prata e o
deslocamento da PRP mais para Norte (PIOLA et al., 2008a, 2008b e CAMPOS et
al., 2008).
A redução da precipitação e o período de seca observada por Cruz et al.
(2007) na região de Botuverá durante o intervalo de tempo em questão não implica
que as chuvas, sendo elas provocadas pela SASM ou de origem extratropical,
possam ter se deslocado para o interior do continente, precipitando diretamente
sobre a bacia do rio da Prata, aumentando sua vazão e sua penetração para Norte.
Outro fator importante no comportamento da PRP são os ventos costeiros de
Sudeste e Nordeste (PIOLA et al., 2008a; MOLLER et al., 2008). Moller et al. (2008)
concluíram que a forte presença dos ventos de Sudeste durante o inverno austral
forçam as águas da PRP para Norte deixando-as mais próximo da costa, enquanto
que no verão, ações dos ventos de Nordeste empurram a PRP para Sul permitindo
que águas da corrente do Brasil ocupem a margem continetal Sul brasileira. De
acordo com esses autores, o regime de ventos da região é o principal responsável
pela dinâmica de circulação costeira entre 26o-36oS, sendo mais importante do que a
própria descarga do Rio da Prata em si. Esse fenômeno poderia ter sido amplificado
pela redução do nível do mar durante a glaciação.
96
______________________________________________________________
Figura 23: Correlação entre a temperatura (oC), salinidade (18OW; ‰VSMOW),
dados de geoquímica orgânica e foraminíferos planctônicos do testemunho JPC-
17 com a curva de insolação de Dezembro a 300S de Berger e Loutre (1991). A
linha tracejada representa a média móvel de 3 pontos.
97
É provável que, durante o nível de mar mais baixo e exposição da plataforma
continental, o estuário do rio da Prata pode ter migrado para Leste e se estabelecido
próximo a quebra de plataforma. A menor radiação solar entre 38 – 29.5ka poderia
ter fortalecido a incidencia dos ventos costeiros de Sudoeste sobre a PRP forçando-
a para Norte. As águas menos salinas, frias e nutritivas dessa pluma teriam atingido
a região de estudo e se misturado com as águas da corrente do Brasil, causando a
queda na temperatura e salinidade (18OW) das águas superficiais da região entre 38
– 29.5ka. A PRP teria transportado nutrientes para a região aumentando a
produtividade local. Esse processo criou condições oceânicas favoráveis a
ploriferação de G. inflata, G. truncatulinoides e do plexo Pulleniatina que são
intimamente ligados a condições oceânicas de baixa temperatura e salinidade e alta
produtividade como zonas de ressurgência e pluma de rios (UFKES et al., 1998;
RAU et al., 2002; YAMASAKI et al., 2008).
Outro processo que influenciaria as condições físico-quimica das águas da
região seria mudanças na dinâmica de circulação oceânica. O testemunho JPC-17
foi coletado dentro do domínio da corrente do Brasil (águas tropicais quentes e
salinias), o que leva a sugerir que a redução da temperatura e salinidade (18OW)
das águas superficiais possa estar relacionada a um “enfraquecimento” da corrente
do Brasil (CB) e/ou redução da quantidade de calor e sal transportado por ela para a
região subtropical. O enfraquecimento da CB e/ou a redução do transporte de calor
e sal para Sul pode ter sido causado por (1) “fortalecimento” da corrente das
Malvinas (CM) provocado pelo fortalecimento da circulação circumpolar da Antártica
(CCA) e dos ventos de Oeste (westerlies) durante esse intervalo de tempo e/ou (2)
pelo fortalecimento da produção da AFAN/CTH aumentando o transporte de calor e
sal para o Atlântico Norte via corrente Norte do Brasil (CNB) e reduzindo seu
transporte para o Sul via CB.
De acordo com Wainer e Venegas (2002) o deslocamento sazonal da zona de
confluência Brasil/Malvinas é controlado principalmente pela intensidade da corrente
das Malvinas (CM). A CM é uma continuidade da CCA que flui para Norte ao longo
da costa sudeste da América do Sul, sendo a CCA influenciada diretamente pela
intensidade do westerlies. Durante o inverno austral, a intensificação do westerlies e
da CCA fortalece a CM que transporta águas frias e menos salinas mais para Norte,
causando anomalias na TSM e SSM na região subtropical. Nesse contexto, pode-se
esperar que a queda da TSM e SSM observada entre 38 – 29.5ka pode ter sido
98
causada por um deslocamento da zona de Confluência Brasil/Malvinas para Norte
(um fortalecimento da CM) provocada pela intensificação dos westerlies
(fortalecimento da CCA).
Flutuações latitudinais dos westerlies durante intervalos glaciais são
controversos. Diversos estudos apontam para um deslocamento dos westerlies para
Norte durante intervalos glaciais (Stuut e Lamy, 2004; Kaiser et al., 2005; Toggweiler
et al., 2006; Toggweiler e Russell, 2008), enquanto modelos de circulação oceânica
revelam um deslocamento em sentido Sul dos westerlies (Clauzet et al., 2007). De
acordo com Toggweiler e Russell (2008), o deslocamento dos westerlies durante o
UMG teria sido de 7-100 para Norte em relação à posição atual. Um deslocamento
para Norte durante períodos glaciais pode ter provocado um enfraquecimento da
CCA, uma diminuição da TSM, uma expansão do mar de gelo na Antártica e o
deslocamento das frentes polares e subpolares em direção ao Equador
(BRATHAUER e ABLMANN, 1999; STUUT e LAMY, 2004; GERSONDE, 2005;
TOGGWEILER et al., 2006; TOGGWEILER e RUSSELL, 2008; CARTER e
CORTESE, 2009). Para Clauzet et al. (2007) o deslocamento em sentido Sul dos
westerlies teria fortalecido o transporte da CCA durante o UMG. Todos esses
trabalhos concordam com a migração das frentes oceânicas (frente subtropical,
subpolar e polar) em sentido Norte durante períodos glaciais.
Durante o UMG, a temperatura superficial (TSM) das regiões subpolar e polar
do Atlântico Sul caiu de 3-50C o que provocou o avanço de 30 em latitude das frentes
polares e subpolares em direção ao Equador (BRATHAUER e ABLMANN, 1999) e
um recuo de 2-50 da frente subtropical (CARTER e CORTESE, 2009).
Simultaneamente, o mar de gelo ao redor da Antártica pode ter expandido de 7-100
em latitude para Norte (GERSONDE, 2005).
Atualmente a zona de convergência Brasil/Malvinas se localiza entre 35-400S,
mas precisamente a 380S (CHIESSI et al., 2007). Se deslocarmos a zona de
convergência 50 para o Equador, seu limite mais ao Norte estaria aproximadamente
a 300S, ou seja 30 em latitude ao Sul do testemunho JPC-17. Devemos lembrar que
o deslocamento das frentes polares, subpolares e subtropical para Norte ocorreu
durante o UMG (BRATHAUER e ABLMANN, 1999) e durante esse período é
observado um aumento da TSM e SSM no testemunho JPC-17.
A queda da temperatura e da salinidade (18OW) registrada no JPC-17 ocorreu
durante o MIS-3, que corresponde a um intervalo de tempo de relativo aumento da
99
temperatura global (BARD et al., 1997; BRATHAUER e ABLMANN, 1999; MARRET
et al., 2001; SACHS et al., 2001). Bard et al. (1997) observaram aumento da TSM
entre 40-25 Ka no Oeste do oceano índico, enquanto Sachs et al. (2001)
observaram aumento de 3,50C na temperatura superficial da Bacia do Cabo entre
40-27ka. O aumento relativo da TSM no entorno da Antártica está associado a um
recuo do mar de gelo e das frentes polares e subpolares (Brathauer e Ablmann,
1999). O recuo do mar de gelo da Antártica favorece a entrada, no Atlântico Sul, de
águas quentes e salinas proveniente do oceano Índico via corrente da Agulhas
(Agulhas Leakage) (KNORR e LOHMAN, 2003), o que explicaria o aumento da TSM
observado por Bard et al. (1997) e Sachs et al. (2001). A entrada de águas quentes
e salinas do oceano Índico no Atlântico Sul induz um fortalecimento da circulação
termohalina e da circulação meridional do Atlântico (AMOC) na qual vem sendo
apontada como a principal responsável pela rápida revigoração da CTH durante a
transição entre os eventos Heirinch 1 e o Bolling/Allerod ocorridos na ultima
deglaciação (KNORR e LOHMAN, 2003; CHIESSI et al., 2008).
Estudos revelam que durante o estágio isotópico 3 (MIS-3) a circulação
termohalina esteve em plena atividade (MASLIN, 1995; RUTBERG et al., 2000;
SCHMIDT et al., 2004b), e com isso o transporte de águas quentes e salinas do
Atlântico Sul para o Atlântico Norte via corrente Norte do Brasil. A CNB é a principal
transportadora de águas quente e salinas para o Atlântico Norte, com um transporte
anual médio de ~26 Sv (STRAMMA et al., 1990; JOHNS et al., 1998; SCHOTT et al.,
2005). De acordo com Johns et al. (1998), cerca de 15 Sv desse transporte está
associado a formação da AFAN e a circulação termohalina. Segundo Stramma et al.
(1990), o maior volume transportado pela Corrente Norte do Brasil para o Atlântico
Norte contribui para um enfraquecimento da corrente do Brasil. É provável que a
maior transferência de águas quentes e salinas para o Atlântico Norte em
comparação ao intervalo anterior (entre ~40 –46.6ka) seja responsável pela redução
da TSM e SSM (18OW) na área de estudo. Com a formação da água de fundo do
Atlântico Norte (AFAN) e a CTH circulando normalmente, forçaria a corrente Norte
do Brasil (CNB) a transportar um maior volume de água quente e salina para o
Atlântico Norte, o que levaria a uma redução no transporte de águas quentes e
salinas para a região subtropical via corrente do Brasil.
A influencia da circulação termohalina e das trocas das águas quentes e
salinas entre o Atlântico Sul e o Norte parece ser a hipótese plausível para explicar a
100
queda da TSM e SSM (18OW) entre 38 – 29.5ka. O enfraquecimento da corrente do
Brasil levaria deslocamento da zona de confluência Brasil/Malvinas para Norte. A
baixa insolação durante esse período teria provocado um fortalecimento dos ventos
costeiros de sudeste e uma maior influencia da PRP na região, levando águas frias
de baixa salinidade e rica em nutrientes para a região de estudo, aumentando a
produtividade local. Não é descartado um aumeneto da precipitação durante esse
período de tempo, uma vez que o cinturão de chuva pode ter sido deslocado para o
interior do continente ou até mesmo para o Sul da região de estudo, influenciando
positivamente a vazão do rio da Prata e sua pluma. Todos esses fatores podem
estar envolvidos na queda da temperatura, salinidade e no aumento da
produtividade local. No momento é difícil saber qual desses fatores exerceu maior
influencia no registro do testemunho JPC-17.
Após um período de redução da temperatura e da salinidade (18OW) discutida
anteriormente, é observado um simultâneo aumento de ambos a partir de ~27ka.
Pode-se perceber um primeiro aumento médio na temperatura de 2.5oC entre ~27ka
e ~20.9ka (com uma leve queda de 0.7oC por volta de ~24.6ka) relacionado ao pré
UMG e ao UMG (figuras 24). Durante esse intervalo de tempo, a temperatura se
manteve relativamente constante, variando entre 22.1o-22.8oC (media de 22.4oC).
Comparando os dados de temperatura com o testemunho GeoB-2107-3 (27o10,6’S,
46o27,1’W), observa-se que a TSM do testemunho JPC-17 durante esse período de
tempo foi em média ~1.4oC maior em relação ao GoeB 2107-3 (Figura 24). Grande
parte da diferenças de temperatura registradas nos dois testemunhos pode ser
atribuída ao tipo de proxy aplicado em cada testemunho. A TSM do testemunho
GeoB 2107-3 foi derivada de alquenona (UK37), sendo esse um biomarcador
orgânico produzido por algas haptofitas, incluindo coccoliforídeos (GONIet al., 2004),
enquanto a TSM do JPC-17 foi reconstituída usando a razão Mg/Ca. Discrepâncias
entre estimativas de TSM por alquenona (UK37) e razão Mg/Ca são encontradas em
diversos estudos podendo chegar a 5oC de diferença (NÜRNBERG et al., 2000). O
uso de alquenona (UK37) requer cuidado uma vez que esse composto é de fácil
transporte, podendo ser produzido em uma determinada região/condição e ser
transportado para outra, mascarando o verdadeiro efeito da TSM na região de
deposição.
Uma compilação entre modelos climáticos e TSM estimada por alquenona
(Uk37) durante o UMG, revela que a temperatura média global foi -2.3oC mais baixa
101
em relação ao presente, com o hemisfério Norte levemente mais frio (-2.40C) em
relação ao hemisfério Sul (-2.10C) (ROSSEL-MELÉ et al., 2004). A temperatura
média da região tropical durante o UMG girou em torno de -2 a -30C em relação ao
presente (CLIMAP Project,1981; LEAR et al., 2000; ROSSEL-MELÉ et al., 2004;
BARKER et al., 2005; WELDEAB et al., 2006). Baseado na razão Mg/Ca, Barker et
al. (2005) estimou um resfriamento de 2-3.5oC na região tropical durante o UMG em
relação ao Holoceno tardio. Também baseado na razão Mg/Ca, Weldeab et al.
(2006) observou uma diferença de 30C na temperatura entre o UMG e o Holoceno.
Através de função de transferência baseada em foraminíferos planctônicos Niebler
(2004) estimou em 23.40C a TSM anual durante o UMG (testemunho GeoB 2109-1;
27.910S, 45.880W) bem próximo da temperatura atual da região (23.20C; WOA05;
LOCARNINI et al., 2006). A temperatura durante o UMG (~22.1 – 20.9ka) foi ~10C
mais fria em relação à temperatura atual da região, coerente ao observado por
Toledo et al. (2007), CARLSONet al. (2008) e Pivel (2010) na mesma região. Já o
testemunho GeoB 2107-3 registra uma diferença média de TSM de 3.6oC entre o
UMG e o presente (Figura 24). Os valores de 18OW (salinidade) acompanham o
mesmo padrão da temperatura entre ~27 e ~20.9ka, aumentando em 0.88‰ em
relação ao intervalo anterior, também registrando uma leve queda de ~0.5‰ por
volta de 24.6ka. Durante esse intervalo, os valores de 18OW são bem próximos aos
observados no testemunho GeoB 2107-3, com valores do JPC-17 levemente mais
positivos (0.22‰) (Figura 24). Entre ~22.1-~20.9ka (UMG), o valor médio de 18OW
registrado no testemunho JPC-17 foi de 1.5‰, bem próximo aos valores
encontrados no GeoB 2107-3 e por Carlson et al. (2008) para o testemunho 36GGC
(27o31’S, 46028’W), com os valores médios de 18OW de 1.28‰ e 1.22‰
respectivamente.
102
_
________________________________________________________________
Figura 24: Correlação entre a TSM e SSM entre os testemunhos JPC-17 (27o 41.83’
S e 46o 29.64’ W, lâmina d’água de 1.627 m) e GeoB 2107-3 (27o10,6’S, 46o27,1’W,
lâmina d’água de 1084 m). As faixas escuras mostram o Último Máximo Glacial
(UMG) e os eventos climáticos abruptos de escalas milenares ocorridos no Atlântico
Norte e Groelândia durante a última deglaciação tais como: Heinrich Events (H1),
Bølling- Alleröd (B/A) / Younger Dryas (YD) e o 8.2ka cold event (8.2ka).
Esse intervalo de tempo é caracterizado pelo desaparecimento do plexo
Pulleniatina e pela redução nas porcentagens de G. inflata e G. truncatulinides,
refletindo o aumento da temperatura e salinidade (Figura 23 e 24). Por outro lado, a
produtividade permanece alta, com elevados números de carapaças de
103
foraminíferos planctônicos (~3000 carapaças/cm3) e altas porcentagens de COT
(0.8-1%) e Nitrogênio (0.12 – 0.18%) (Figura 24). Os valores de 13CMO (-18 - -20‰)
se tornaram levemente mais positivos sugerindo uma pequena variação do tipo de
matéria orgânica produzida, enquanto que a razão C/N (6-7) confirma uma
produtividade fitoplanctônica marinha. A combinação de águas tropicais
relativamente quentes e salgadas com disponibilidade de nutriente, incluindo a
qualidade dos mesmos, parece favorável a ploriferação de N. dutertrei, uma espécie
de águas tropicais e subtropicais relacionada a águas produtivas e estratificadas
(RAU et al., 2002; YAMASAKI et al., 2008), que apresentou altas porcentagens
durante esse intervalo de tempo.
O aumento do calor e da salinidade observada entre 27-~20.9ka pode estar
relacionado a (1) redução da influencia da PRP na região, provocada pelo
enfraquecimento dos ventos costeiros de Sudeste e/ou do regime de chuvas na
bacia do rio da Prata; (2) fortalecimento da corrente do Brasil e deslocamento da
confluência Brasil/Malvinas para Sul como conseqüência da redução da CTH e da
AMOC durante esse intervalo de tempo (ARZ et al., 1998 e 1999b; SCHMIDT et al.,
2004b; WELDEAB et al., 2006; CARLSON et al., 2008).
Durante o UMG, Zona de Convergência Intertropical (ITCZ) foi deslocada para
Sul, o que causou mudanças no clima mundial. Esse fenômeno é observado em
modelos climáticos (ZHANG e DELWORTH, 2005; BROCCOLI et al., 2006) e está
associado ao aumento da precipitação no nordeste (ARZ et al., 1998 e 1999a;
BEHLING et al., 2000) no Sul e sudeste brasileiro (CRUZ et al., 2005a; CRUZ et al.,
2006; WANG et al., 2007; CHIESSIet al., 2009). O deslocamento da ITCZ para Sul
aumenta a convecção e o transporte de umidade da Amazônia para o Sudeste
brasileiro através da SASM/SACZ, aumentando o regime de chuvas na região
durante intervalos de tempo de alta radiação solar (CRUZ et al., 2005a, 2006;
WANG et al., 2007). Cruz et al. (2007) identificaram um clima relativamente úmido
na caverna de Botuverá provocados pelas chuvas da SASM durante esse perído
climático. Chiessi et al. (2009) sugeriram que flutuações negativas dos valores
isotópicos da água do mar em escalas decadais (entre 14 – 19ka) foram provocados
pela maior penetração/influencia da PRP associados a itensificação das chuvas das
monções de verão.
Nesse contexto, um aumento da precipitação causada pelo deslocamento da
ITCZ para Sul levaria a um aumento da vazão e da pluma do rio da Prata e
104
consequentemente, uma redução da temperatura e salinidade em nosso registro
durante o último máximo glacial, o que não foi observado. Dessa forma, podemos
levantar as seguintes hipóteses: (1) flutuações na dinâmica de circulação oceânica
como a quantidade de calor e salinidade transportada para a região através da
corrente do Brasil exerce maior influencia no registro de temperatura e salinidade ao
longo do testemunho JPC-17; (2) A produtividade local não parece estar relacionada
a dinâmica de circulação oceânica e nem de precipitação, apontando para outra
fonte de variabilidade que não pode ser confirmada nesse estudo.
Embora recentimente tenha sido questionado recentemente por Lynch-
Stieglitz et al. (2007), diversos estudos apontam para uma redução da circulação
termohalina durante o UMG devido ao colapso na formação da AFAN (MASLIN,
1995; WEBB et al., 1997; BURNS e MASLIN, 1999; SCHMIDT et al., 2004). Durante
esse intervalo de tempo, a AFAN teria se tornado mais rasa sendo substituída pela
Glacial North Atlantic Intermediary Water (GNAIW) (CURRY e OPPO, 2005;
CLAUZET et al., 2007). Segundo MASLIN (1995) uma redução do transporte de
calor das baixas para as altas latitudes em decorrência do enfraquecimento da
AFAN durante intervalos glaciais, teria contribuído para o resfriamento do clima do
Atlântico Norte e conseqüente expansão das calotas de gelo.
Modelos climáticos de circulação oceânica e atmosférica (forçados por fluxo
de água doce no Atlântico Norte para períodos glaciais) mostram que a redução da
CTH provoca um deslocamento da Intertropical Convergence Zone (ITCZ) para Sul,
redução da circulação Meridional do Atlântico (AMOC) e resfriamento do Atlântico
Norte, com aquecimento do Atlântico Sul (ZHANG e DELWORTH, 2005; LeGRANDE
et al., 2006; SWINGEDOUW et al., 2006; WEBER e DRIJFHOUT 2007). Essa
resposta bipolar do clima entre os dois (hemisférios) é conhecida como efeito
SeeSaw (BLUNIER e BROOK, 2001; MASLIN et al., 2001). Registros
paleoclimáticos sugerem uma redução de 30-40% da AMOC durante o UMG
(McMANUS et al., 2004). Além do aporte de água doce e o avanço do mar de gelo
na Groelândia, flutuações da CTH e da AMOC vem sendo relacionadas ao fluxo de
águas quentes e salinas do Oceano Índico para o Atlântico (KNORR e LOHMANN,
2003; CHIESSI et al., 2008). A redução da exportação dessas águas para o Atlântico
Sul pode ter provocado a queda de 2.5OC na TSM observada por Sachs et al. (2001)
no Leste do Atlântico Sul entre 25-19ka. O comportamento antifásico entre a TSM do
Atlântico Sul no lado Oeste (quente) e o Leste (fria) durante o último Máximo glacial
105
também é sugerido por modelos de circulação oceânica (CLAUZET et al., 2007;
CLAUZET et al., 2008).
Estudos revelam que durante o UMG houve uma intensificação dos ventos
alísios de Sudeste (SHI et al., 2001). Estes autores observaram relação entre o
aumento da concentração e do fluxo de pólen em sedimentos do Leste do Atlântico
Sul com fortalecimento dos ventos Alísios de Sudeste. O aumento da intensidade
desses ventos teria sido causado pela diminuição da temperatura no continente
Antártico durante esse intervalo de tempo. Os ventos alísios de Sudeste controlam a
intensidade da Corrente Sul Equatorial (South Equatorial Current – SEC) e
consequentemente, a intensidade da corrente Norte do Brasil e a Corrente do Brasil
(JOHNS et al., 1998).
Conforme visto anteriormente, durante o UMG houve um colapso da CTH e
redução da AMOC. A intensificação dos ventos alísios de sudeste pode ter
impulsionado águas quentes e salinas da SEC em direção ao continente sul
americano, levando a um acumulo de calor e sal no Oeste do Atlântico Equatorial
(SCHMIDT et al., 2004b; McMANUS et al., 2004; WELDEAB et al., 2006). Com o
transporte de águas para o Atlântico Norte reduzido devido à estagnação da CNB,
grande parte das águas quentes e salinas se acumularam na região tropical e
podem ter sido transportadas para Sul através da corrente do Brasil provocando um
relativo aumento da temperatura e salinidade das águas superficiais da região
subtropical do Atlântico Sul durante o UMG. Essa interpretação é coerente com os
resultados de modelos climáticos de circulação oceânica (CLAUZET et al., 2007) na
qual sugerem um fortalecimento da corrente do Brasil durante o Último Máximo
Glacial (UMG).
Flutuações na circulação termohalina (CTH) e na circulação meridional do
Atlântico (AMOC) também ocorreram durante a última deglaciação, sendo
associadas a eventos climáticos abruptos ocorridos em escalas milenares no
Atlântico Norte e na Groelândia conhecidos como o Heinrich Events 1 (H1),
Bolling/Allerod (B/A) e o Younger Dryas (YD) (DANSGAARD et al., 1993; MASLIN,
1995; MASLIN et al., 2001; KNORR e LOHMANN, 2003; McMANUS et al., 2004;
SCHMIDT et al., 2004b; CHIESSI et al., 2008). Estudos revelam que reduções na
CTH em escalas milenares são provocadas por injeções de água doce no Atlântico
Norte proveniente do derretimento da Laurentide Ice Sheet, (MASLIN, 1995;
106
BROECKER et al., 1992; ELLIOT et al., 2002; RAHMSTORF, 2002; LAMBECK et al.,
2002).
Da mesma forma que o UMG, o H1 e o YD são associados ao deslocamento
da ITCZ para Sul (Zhang e Delworth, 2005; Broccoli et al., 2006), aumento da
precipitação no Sudeste e Nordeste brasileiro (ARZ et al., 1998; ARZ et al., 1999A;
BEHLING et al., 2000; CRUZ et al., 2006; WANG et al., 2007), acúmulo de calor e
sal do Oeste do oceano Atlântico tropical e subtropical (SCHMIDT et al., 2004b;
WELDEAB et al., 2006; TOLEDO et al., 2007; CARLSON et al., 2008), aumento da
produtividade devido ao fortalecimento da ressurgência no Pacífico Equatorial
(Kienast et al., 2006) e flutuações na temperatura na Antártica (Kanfoush et al.,
2000; Bianchi e Gersonde 2004).
Usando a relação entre a 18OW–salinidade, Toledo et al. (2007) estimaram
um aumento de ~1.4p.s.u. na salinidade durante a última deglaciação (testemunho
SAN 76 - 24°25′48″S e 42°16′48″W), enquanto Carlson et al. (2008) observaram dois
intervalos de aumento da salinidade no testemunho 36GGC (27°31 S e 46°28W), um
entre 18.8 – 15.6ka e o outro a 13ka, na qual correlacionaram com o Oldest Dryas
(incluindo o H1) e o YD respectivamente. Períodos curtos de grande umidade e
fortes chuvas no Nordeste brasileiro com consequente aumento do aporte fluvial
(concentrações elevadas de pólen e esporos em depósitos marinhos - GeoB 3104-
1), foram observados em 40, 33 e 24 ka e entre 15.5 - 11.8ka BP, sendo relacionado
aos eventos Heinrich, Dansgaard-Oeschger e ao Younger Dryas (BEHLING et al.,
2000).
No testemunho JPC-17, registrou-se uma simultânea queda de temperatura
(1.7oC) e salinidade (0.42‰) a 19.7ka. Essa queda também foi registrada no
testemunho SAN76 (24o26’S, 42o17’W, 1682 metros de profundidade) reanalizado
por Pivel (2010) que observou uma queda de 1.2oC na temperatura média anual
(baseada em função de transferência de foraminíferos planctônicos) e de 1.2 p.s.u.
na salinidade. Após essa queda, identificamos um aumento da salinidade (18OW) de
~1‰ entre 14.8 - 18.4ka e na temperatura de 2.1oC entre 17.1 - 18.4ka na qual foi a
maior registrada durante todo intervalo glacial (Figura 24). Dentro das incertezas
das idades, correlacionamos o aumento da temperatura e salinidade (18OW)
observado no JPC-17 entre 14.8 - 18.4ka com o evento Heinrich 1 (H1) o qual está
associado a diminuição da temperatura na Groelândia 18O (DANGAARD et al.,
107
1993; BLUNIER et al., 1998; GRIP – Greenland Ice Core Project), diminuição da
TSM no Atlântico Norte (WAELBROECK et al., 1998), aumento de temperatura e
salinidade no setor Oeste do Atlântico Tropical (WELDEAB et al., 2006) e Caribe
(SCHMIDT et al., 2004b), aumento da temperatura (D; JOUZEL et al., 2007) e
retração do mar de gelo da Antártica (BIANCHI e GERSONDE 2004), e com os
testemunhos SAN-76 (Toledo et al., 2007; Pivel, 2010), 36GGC (CARLSON et al.,
2008) e o GeoB2107 coletados na mesma região. Os gráficos de correlação de
alguns desses registros podem ser observados na figura 25.
Nesse momento houve uma redução da produtividade local (redução no
número de carapaças de foraminíferos planctônicos e nas porcentagens de COT,
Nitrogênio e CaCO3) e uma mudança na fonte e na matéria orgânica produzida
conforme pode ser observado pela redução dos valores de C/N (8-10) e 13C (-21 - -
22‰) (Figura 24). Todas as espécies de foraminíferos planctônicos estudadas
apresentaram freqüência reduzida durante esse intervalo. O plexo menardiforme,
indicadoras de águas quentes tropicais, esteve ausente apesar das altas
temperaturas (23oC). A mudança na fonte da matéria orgânica pode ser atribuída a
mudança na vegetação do Sul e Sudeste brasileiro passando de pastos durante a
glaciação para uma vegetação mais adaptada ao clima quente (BEHLING, 2002;
BEHLING et al., 2002).
O aumento da TSM e SSM na região tropical e subtropical do Atlântico Sul
durante o H1 está relacionado a redução da CTH e a interrupção da circulação
meridional do Atlântico (AMOC). A quase completa interrupção da AMOC durante o
H1 foi evidenciada pelo aumento dos valores de 231Pa/230Th (0.093) entre 17.5 e
15ka no Oeste do Atlântico Norte (McMANUS et al., 2004). De acordo com esses
autores, a sincronicidade entre os dados de 18O de G. inflata e 231Pa/230Th durante
esse período climático revela que a redução da AMOC está relacionada a redução
da temperatura do Atlântico Norte, a qual é confirmada por Waelbroeck et al. (1998)
e Carlson et al. (2008) (figura 25). A redução da troca de calor entre os dois
oceanos devido ao colapso da AMOC provocou um aumento da temperatura e
salinidade no Oeste do Atlântico tropical (ARZ et al., 1999b; Schmidt et al., 2004b;
Weldeab et al., 2006) que se estende para regiões subtropicais (TOLEDO et al.,
2007; CARLSON et al., 2008). Carlson et al. (2008) correlacionaram o aumento da
temperatura e salinidade da região subtropical do Oeste do Atlântico Sul
108
(testemunho 36GGC; 27o31’S, 46o28’W) com a redução da temperatura e salinidade
do Atlântico Norte durante a última deglaciação e concluíram que o aumento da
temperatura e salinidade no Atlântico Sul foi causado pela redução da AMOC. No
testemunho JPC-17 a estimativa de temperatura e salinidade foram as mais altas ao
longo de todo o intervalo glaciais, possivelmente provocadas pela completa
interrupção da AMOC durante o H1 (McMANUS et al., 2004).
Os resultados deste trabalho são coerentes aos cenários sugeridos por
modelos climáticos (ZHANG e DELWORTH, 2005; LeGRANDE et al., 2006;
CLAUZET et al., 2007), na qual evidenciam um aumento da temperatura e da
salinidade no Atlântico Sul durante intervalos de redução da CTH e da AMOC
ocorridos durante o UMG, H1 e YD. Eles se enquadram perfeitamente ao “efeito
SeeSaw” (BLUNIER et al., 1998; MASLIN et al., 2001), comprovando que o clima
dos dois hemisférios se comportaram de forma oposta durante a última deglaciação.
Os resultados deste estudo sugerem que o aumento da temperatura e da salinidade
durante o H1 esteja relacionado ao aumento do transporte de águas quentes e
salinas da região tropical para subtropical devido ao fortalecimento da corrente do
Brasil conforme sugerido por Arz et al. (1999b). Estes autores observaram uma
diminuição do gradiente de temperatura entre as regiões tropical e subtropical do
Atlântico Sul (4o-25oS) entre 15-17ka (H1) e sugeriram um enfraquecimento da
corrente Norte do Brasil e um fortalecimento da corrente do Brasil devido a redução
da CTH.
Após o H1 foi observada uma queda na temperatura de 0,9oC entre 14.8-
11.9ka e nos valores de 18OW (salinidade) de 0,58‰ entre 13.5 - 11.9ka no
testemunho JPC-17, enquanto no testemunho GeoB-2107-3 houve uma queda de
0.5‰ nos valores de 18OW entre ~14.5 – 11.9ka. Apesar de algumas incertezas no
modelo cronológico proposto, essa queda na TSM e SSM (18OW) pode estar
relacionada aos eventos “Antartic Cold Reversal” (ACR) e ao aquecimento da
Groelândia associado ao evento Bølling-Allerød (B/A) considerado um único período
interstadial que ocorreu entreos stadials Oldest Dryas e Older Dryas (BLUNIER et
al., 1998; KANFOUSH et al., 2000; BLUNIER e BROOK, 2001; BIANCHI e
GERSONDE, 2004).
109
Figura 25: Correlação entre: A- 18O do GRIP (Groelândia; BLUNIER et al., 1998); B- SST do Atlântico Norte (SU 81-18; 37046’N, 10011’W – WAELBROECK et al., 1998); C- SST e D- 18OW do Oeste do Atlântico Equatorial (GeoB 3129-3911; WELDEAB et al., 2006); E- temperatura (D) de Vostock (Antártica; JOUZEL et al., 2007), F- 18OW e G- SST do JPC-17 e GeoB 2107-3. As tarjas em cinza representam o último Máximo Glacial (UMG) e os eventos climáticos abruptos ocorridos durante a última deglaciação. H1- Heinrich Event; B-A Bølling- Alleröd; YD- Younger Dryas; ACR- “Antartic Cold Reversal”. A seta preta indica o MWP1a (Melt Water Pulse 1a), o primeiro pulso de água doce do derretimento da Laurentide Ice sheet no Atlântico Norte após o UMG.
Holoceno YDB-A
LGM
H1
GRIP
ACR
MW
P 1
a
VOSTOK
GeoB3129-3911
Su8118
A
B
C
D
F
E
G
0 4 8 12 16 20
Idade (ka cal. BP)
-44
-42
-40
-38
-36
-34
18 O
(‰)
8
12
16
20
24
SST
(0C
)
23
24
25
26
27
28
29
SS
T(0
C)
-500
-480
-460
-440
-420
D(‰
)
21
22
23
24
25
SS
T(0 C
)
0.8
1.2
1.6
2
2.4
2.8
18 O
W(‰
)
0
0.4
0.8
1.2
1.6
18 O
W(‰
)
JPC-17
GeoB2107-3
110
Esses eventos paleoclimáticos são caracterizados pela reativação da
circulação Termohalina (CTH) e da circulação meridional do Atlântico (AMOC) na
qual proporciona a liberação do calor e salinidade acumulado no Oeste do Atlântico
Tropical durante o H1 (PIOTROWSKI et al., 2004; SCHMIDT et al., 2004b;
McMANUS et al., 2004; Weldeab et al., 2006; CARLSONet al., 2008). McManus et
al. (2004) observaram uma queda na razão 231Pa/230Th (menos que 0.065) a 14.7ka
e sugeriram uma revigoração da AMOC durante o B-A bem próxima a observada
atualmente. Esses autores sugeriram que a revigoração do transporte de calor para
as altas latitudes do Atlântico Norte esteja relacionado ao rápido derretimento da
Laurentide ice sheet e aumento do nível do mar ocorrido por volta de 14ka (“Melt
water pulse 1” - MWP1). Schmidt et al. (2004b) observaram uma significativa
redução da salinidade no Caribe durante o evento de B/A alcançando um mínimo
entre 14.5 – 13.7 ka (idade calibrada). Fluxos de icebergs proveniente da calota de
gelo da Antártica (Antartic Ice-Sheet - AIS) também contribuíram para a redução da
salinidade do Atlântico Sul durante esse intervalo de tempo (KANFOUSH et al.,
2000).
No Oeste do Atlântico Sul, Carlson et al. (2008) observaram uma queda de
0,58‰ nos valores de 18OW entre 15.43 – 14.3ka e um aumento de 0.61‰ entre
14.3 – 13.17ka, enquanto a temperatura só começou a aumentar a partir de 15.37ka.
Na mesma região, Chiessi et al. (2008) observaram um aquecimento de ~6.5oC e
um aumento de 1.2‰ do 18Ow (salinidade) na termoclina permanente durante a
transição entre o H1 e o B/A. De acordo com esses autores, o aumento da
temperatura e salinidade na região foi provocado pelo fluxo de águas quentes e
salinas do oceano Índico para o Atlântico Sul (intensificação do Agulhas Leakage)
que pode estar associada a revigoração do transporte de calor e salinidade para o
Atlântico Norte (revigoração da AMOC).
A redução da temperatura e salinidade nos testemunhos poderia estar
relacionada à reativação da circulação termohalina e da circulação meridional do
Atlântico (AMOC) na qual teria liberado o calor e sal acumulado no Oeste do
Atlântico durante o H1 (fortalecimento da corrente Norte do Brasil) para o Atlântico
Norte. Provavelmente a queda mais acentuada na salinidade observada no registro
(valores próximos aos encontrados durante o UMG) pode ter sido amplificada pela
111
injeção de água doce proveniente do derretimento de icebergs que se soltaram da
Antártica durante esse período climático. É evidente que a baixa resolução dos
testemunhos e a falta de datações absolutas para o testemunho JPC-17
impossibilitam uma melhor interpretação desse evento. Embora exista certa
coerência entre a interpretação aqui apresentada com os trabalhos de Kanfoush et
al. (2000), Schmidt et al. (2004b), McManus et al. (2004), Weldeab et al. (2006) e
Carlson et al. (2008), ela discorda completamente com as observações de Chiessi et
al. (2008). Devido a baixa resolução do testemunho JPC-17 não foi possível
identificar o Younger Dryas, um evento climático abrupto de resfriamento da
Groelandia e do Atlântico Norte semelhante ao Heinrich event 1. O GeoB2107-3
também possui uma baixa resolução, não sendo pssivel identificar o YD (Figura
25).
Após um momento de queda e estabilidade da temperatura foi observado um
forte aumento de 2.20C entre 11.9 - 10.4ka acompanhado por um aumento de 0.83‰
nos valores de 18OW (salinidade), caracterizando o inicio do Holoceno. O mesmo
comportamento foi observado no GeoB2107-3, com os valores de 18OW
aumentando em 0.7‰ entre 12 - 9.5ka (figura 24 e 25). Nesse testemunho a
temperatura aumentou gradualmente desde o UMG, não mostrando nenhuma
variação em escala milenar como observado no JPC-17. Conforme já mencionado,
essa estimativa de TSM foi baseada em alquenona e esta pode ser produzida e
facilmante transportada para outra regiãpo mascarando os resultados de TSM. No
JPC-17 é observado o retorno dos táxons indicadores de águas quentes tropicais
(plexos menardiforme e Pulleniatina) e o “desaparecimento” das adaptadas a águas
mais frias e/ou transicionais (G. inlata e G. truncatulinoides) refletindo as altas
temperaturas (240C) das águas oceânicas da região. A combinação entre o
aumento da temperatura superficial e a produtividade favoreceu a precipitação de
carbonato (aumento das porcentagens de carbonato) como pode ser visto nos altos
números de carapaças de foraminíferos planctônicos (>4.000 carapaças/cm3).
Durante o Holoceno, Toledo et al. (2007) e Pivel (2010) observaram uma
queda de ~1.5‰ nos valores de 18OW enquanto que a TSM permaneceu
praticamente constante na região subtropical do Atlântico Sul (testemunho SAN 76;
24025’48”S e 42016’48”W) em relação ao último período glacial. O mesmo padrão foi
observado na região Oeste do Atlântico tropical, com um decréscimo continuo dos
112
valores de 18OW (SSM) até alcançar valores atuais (0.75‰) enquanto que a
temperatura permaneceu constante entre 270 e 27.50C (WELDEAB et al., 2006). No
testemunho JPC-17, a diferença da temperatura entre o início do Holoceno e 5.7ka
(amostra de topo) foi apenas de 0.80C, enquanto a queda de 18OW foi mais
acentuada, com uma amplitude de 1.21‰. Boa parte desse processo pode ser
explicada pela reativação da circulação termohalina e o restabelecimento do
transporte de calor e salinidade para o Atlântico Norte (SCHMIDT et al., 2004b;
WELDEAB et al., 2006; TOLEDO et al., 2007). A pequena queda na temperatura
durante o Holoceno pode ser atribuída ao aumento gradual da temperatura do
planeta após o último período glacial, relacionado a fatores orbitais conhecido como
ciclos de Milankovitch (KUKLA e GAVIN, 2004), o que é consistente com modelos
climáticos (ZHANG e DELWORTH, 2005; LeGRANDE et al., 2006; SWINGEDOUW
et al., 2006).
Por volta de 7.6ka foi observado uma redução de 1.10C na temperatura e
aumento de salinidade (18OW) de 0.6‰ (Figura 26). Esse evento foi marcado não
só pelo aumento dos valores de 18O em carapaças de G. ruber nos testemunhos
JPC-17 (aumento de 0.67‰) e GeoB 2107-3 (aumento de 0.52‰), bem como pelo
desaparecimento do plexo menardiforme, um táxon altamente sensível a variações
na temperatura, nutriente e profundidade da termoclina (ERICSON e WOLLING,
1968; WATKINS et al., 1998; RAVELO 1990; CHEN et al., 1998; MARTINEZ et al.,
2007) (Figura 26). Dentro das incertezas da idade, a anomalia da TSM e SSM pode
ser correlacionada com o evento climático abrupto ocorrido durante o Holoceno
conhecido como “8.2 cold event”. O desaparecimento do plexo menardiforme sugere
redução da temperatura e do gradiente vertical de temperatura (termoclina rasa) o
que é coerente com a redução de 1.10C na TSM.
Pivel (2010) também observou um evento climático durante o Holoceno nos
testemunhos SAN76 (24°25′48″S e 42°16′48″W) e KF02 (25050’S, 45011’W),
relacionados ao evento de 8.2ka. Nesses testemunhos o evento de 8.2ka foi
caracterizado por diminuição tanto da temperatura quanto da salinidade das águas
da região. Esses registros relevam uma diminuição da temperatura entre 24-27oS,
mas um aumento da salinidade no Sul e redução no Norte dessa área. Assim como
os eventos de Heinrich e o Younger Dryas, o evento de 8.2ka está relacionado a
estagnação na circulação termohalina provocado por um catastrófico colapso do
113
gelo remanescente da Laurentide ice sheet na qual lançou um volume de 2 x 1014 m3
de água doce através do estreito de Hudson dentro do Atlântico Norte (BARBER et
al., 1999). Conforme visto anteriormente, a redução da CTH e da AMOC leva ao
aumento da temperatura e salinidade na região de estudo, porém nossos registros
revelam diminuição da temperatura e um aumento da salinidade, o que descarta a
influências provocadas por mudança na circulação oceânica, uma vez que um
gradiente de salinidade Norte-Sul levaria a uma tendência de aumento de salinidade
em sentido Norte.
Cheng et al. (2009) sugereiu uma intensificação das chuvas das monções de
verão (SASM) durante o evento de 8.2ka no qual ocorre em antifase com as
monções da Ásia. A intensificação das monções de verão provoca aumento da
precipitação no Sul-Sudeste brasileiro (CRUZ et al., 2005; CRUZ et al., 2007; WANG
et al., 2007) o que provocaria uma diminuição da salinidade das águas superficiais, o
que é coerente com as observações de Pivel (2010). Aumento da precipitação
relacionado ao evento 8.2ka foi observado em uma ilha no Centro-Sul do Atlântico
Sul (LJUNG et al., 2007). Esses autores relacionaram o aumento das chuvas com
um possivel aumento da temperatura superficial do Atlântico Sul sugerido por
modelos climáticos durante eventos de resfriamento do Atlântico Norte (LeGRANDE
et al., 2006).
O aumento da precipitação sugerido por Cheng et al. (2009) foram
registradas em cavernas localizadas entre 12-13oS, enquanto que os testemunhos
SAN76 e KF02 estão localizados ~24oS. O aumento (diminuição) da salinidade
observada no testemunho JPC-17 (testemunhos SAN76 e KF02) durante o evento
de 8.2ka sugere que a influencia das chuvas das monções de verão foram limitadas
mais ao Norte da região, não influenciando a área de coleta do JPC-17. Bianchi e
Gersonde (2004) observaram queda na temperatura e avanço do mar de gelo na
Antártica entre 7-9ka relacionado ao evento de 8.2ka. Esse evento foi oposto aos
eventos de Heinrich e o Younger Dryas, quando houve um aumento da temperatura
e recuo do mar de gelo na Antártica (BIANCHI e GERSONDE, 2004) o que apóia a
interpretação de que as respostas regional ao evento de 8.2ka tenha sido provocado
por mudanças na circulação atmosférica.
114
____________________________________________________________
Figura 26: Correlação entre a razão Mg/Ca, 18OW (VSMOW), 18O de
G. ruber do JPC-17 (VPDB), 18O de G. ruber do GeoB 2107-3 (VPDB) e
porcentagem do plexo menardiforme (taxon de foraminífero planctônicos
indicador de águas quentes e termoclina profunda). A tarja cinza
evidencia o possivel evento de 8.2ka.
115
8 CONCLUSÕES
Os sedimentos do testemunho JPC-17 recuperaram os últimos 46.6ka,
abrangendo a última glaciação e o Holoceno, na qual correspondem aos
estágios isotópicos 3 ao 1 (MIS-3, MIS-2 e MIS-1). Através das análises de 18O
e razão Mg/Ca de carapaças de Globigerinoides ruber (branco) foi possivel
reconstituir a temperatura e a salinidade das águas superficiais da região
subtropical do Atlântico Sul (margem continental Sudeste brasileira) durante
esses intervalos climáticos. A temperatura oscilou entre 200C (durante o
intervalo glacial) e 24.30C (início do Holoceno) enquanto que os valores de
18OW (proxy para salinidade) flutuou entre 0.79‰ (durante o intervalo glacial) e
2.4‰ (início do Holoceno). Foi possivel reconhecer dois intervalos de aumento
relativo na temperatura (TSM) e salinidade (SSM) ao longo dos últimos 46.6ka
do testemunho no qual foram reconhecidas as assinaturas do último Máximo
Glacial (UMG) e do Heirinch Event 1 (H1).
A temperatura durante o UMG foi estimada em torno de 10C mais fria em
relação ao Holoceno, o que é coerente com temperatura estimada para região por
outros autores. Foi observada uma queda da temperatura e salinidade entre 14.8 –
11.9ka provavelmente relacionado ao evento climático Bollin/Allerod (B/A) ocorrido na
Groelandia e no Atlântico Norte durante a última deglaciação. Esse evento está
relacionado ao ACR (Antartic Cold Reversal) ocorrido quase simultaneamente na
Antártica. Devido a baixa resolução do testemunho não foi possivel identificar o do
116
Younger Dryas (YD). Durante o Holoceno foi observado um pico de redução da
temperatura e de aumento da salinidade provavelmente relacionado evento frio de
8.2ka. Embora haja inconsistencia nos resultados de salinidade, a consistente queda
da temperatura durante esse evento climático também observado por outros autores
na região, o que sugere uma resposta regional a mudanças na circulação
atmosférica.
Este trabalho revela que as variações na TSM e SSM coincidem com variações
climáticas ocorridas no Hemisfério Norte e estão associadas a flutuações na
formação da Água de fundo do Atlântico Norte (AFAN) e na circulação meridional do
Atlântico (AMOC). As águas da SEC é transportada pela CNB para o Atlântico Norte
para compensar a formação da AFAN/CTH, enfraquecendo a CB e o transporte de
calor e salinidade para o Atlantico Sul. Os resultados sugerem que aumento
(diminuição) na TSM e SSM na região subtropical do Atlântico Sul é controlada pelo
fortalecimento (enfraquecimento) da CB provocado por colapsos (ativação) da CTH e
AMOC durante os últimos ~50ka.
Variações no regime de chuvas na região possivelmente desempenham papel
importante nas variações da salinidade das águas oceanicas na região, porem as
mudanças no padrão de circulação oceanica parece ser a principal responsável pelas
oscilações da temperatura e salinidade ao longo do testemunho JPC-17. A frequência
dos taxons de foraminíferos planctônicos visivelmente respondem mais as variações
na temperatura e salinidade das águas oceanicas da região do que a produtividade.
Para determinas das especies a produtividade sobresai sobre a temperatura e
salinidade, mas para a maioria, ela representa um fator secundário. Foi evidenciado
que a matéria orgânica produzida foi exclusivamente marinha (algas fitoplanctônicas),
com uma leve mudança no tipo e a fonte dessa matéria organica durante o intervalo
glacial e o Holoceno. Foi evidenciado que a produtividade local não esteve
relacionada as variações na dinamica de circulação oceanica o que sugere a
presença/influencia de um outro mecanismo ligado a produtividade na região, na qual
será acessado em trabalhos futuros.
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