INSTITUTO DE QUÍMICA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS – GEOQUÍMICA MILENA SOUZA KURY RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA- CERRADO EM SINOP (MT) NITERÓI 2018
INSTITUTO DE QUÍMICA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS – GEOQUÍMICA
MILENA SOUZA KURY
RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA-
CERRADO EM SINOP (MT)
NITERÓI
2018
MILENA SOUZA KURY
RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA-
CERRADO EM SINOP (MT)
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-
Graduação em Geociências da Universidade
Federal Fluminense, como requisito parcial
para a obtenção do Grau de Mestre. Área
de Concentração: Geoquímica Ambiental.
ORIENTADORA: DRª. LUCIANE SILVA MOREIRA
CO-ORIENTADOR: DR. ABDELFETAH SIFEDINNE
NITERÓI
2018
Ficha catalográfica automática - SDC/BGQ
Bibliotecária responsável: Catia Vasconcellos Marques - CRB7/5116
K95r Kury, Milena Souza Reconstituição paleoclimática de zona de transiçãofloresta-Cerrado em Sinop (MT) / Milena Souza Kury ; LucianeSilva Moreira, orientadora ; Abdelfetah Sifedinne,coorientador. Niterói, 2018. 120 f. : il.
Dissertação (mestrado)-Universidade Federal Fluminense,Niterói, 2018.
DOI: http://dx.doi.org/10.22409/PPG-Geo.2018.m.00875861342
1. Paleoclima. 2. Geoquímica orgânica. 3. Limnologia. 4.Produção intelectual. I. Título II. Moreira,Luciane Silva,orientadora. III. Sifedinne, Abdelfetah, coorientador. IV.Universidade Federal Fluminense. Instituto de Química.
CDD -
Aos meus pais
AGRADECIMENTOS
Gostaria primeiramente de agradecer à minha orientadora, prof. Luciane, pelapaciência, atenção e amizade. Sua orientação foi essencial para meu crescimento eamadurecimento como pesquisadora. Muito obrigada!Agradeço também aos meus coorientadores: o oficial, prof. Abdel, e o extra-oficial,prof. Renato. Obrigada pela dedicação, ensinamentos e também pelos momentos dedescontração. Ao CNPq, ao Institut de Recherche pour le Développement e à FAPERJ pelaoportunidade de financiamento da pesquisa e manutenção de bolsa de estudo.Aos professores da pré-banca, Nicolás, Renato, Abdel e Anna Paula Soares portodas as discussões e incentivos para sempre melhorar. Aos professores da banca, Nicolás, Renato, Anna Paula Soares, Eduardo e L.Pessenda, por terem aceitado o convite e disponibilizado seu tempo. Ao prof. Eduardo, por ter me incentivado a fazer a pós em Geoquímica da UFF.Aos companheiros de laboratório, por tornarem meus dias mais leves e eficientes.Especialmente ao Leandro, por sempre conseguir consertar as piores situações, àCaroline, Cláudia, Camila Areias, Júlia e Libério, pela amizade. A todos os ICs,estagiários e técnicos, que me ajudaram sempre que necessário.Aos colegas e amigos de curso, especialmente Camila Leão, Cláudia, Caio, Miriam eHelder, por todos os momentos que passamos juntos, na felicidade e no desespero. A todos os amigos de outros laboratórios que me ajudaram quando eu precisei,especialmente à Camila Rodrigues e Thiago Andrade.A todos os professores do Programa de Pós-Graduação em Geoquímica, peloaprendizado e disponibilidade. A todos os funcionários da Geoquímica, pela boa vontade e eficiência.Aos amigos fora da pós, que, perto ou longe, sempre me deram apoio incondicionale essencial.Aos meus pais, pela inspiração de me dedicar à ciência e por sempre meincentivarem.À minha família, pelo amor.Ao Enzo, pelas ótimas discussões sobre ENSO e por todo o companheirismo eamor.Obrigada!
RESUMO
As respostas dos ambientes tropicais às variações climáticas passadas ainda nãosão bem entendidas, devido à limitação de registros paleoclimáticos. A distribuição eextensão de regiões de transição entre Floresta Amazônica e Cerrado, local ondeestá inserido o Lago Barro Preto do município de Sinop, estão possivelmenterelacionadas com oscilações paleoclimáticas da região tropical. Com o objetivo dereconstruir as variações paleoclimáticas desta região marcadores geoquímicos (asaber: δ13C, δ15N e C/N) que discutam a origem da matéria orgânica sedimentar e osprocessos deposicionais predominantes no paleoambiente foram estudados duranteo Holoceno Superior (últimos 3.100 anos) a fim de caracterizar a área de transiçãoamostrada, contribuindo para complementar o mosaico de registros paleoclimáticosda Amazônia. Para a caracterização da ocorrência de paleoincêndios, foi feita acontabilização e caracterização de micropartículas de carvão. Os resultadosmostram cinco fases de sedimentação: A fase V (3.100 a 2.245 anos cal AP.)caracteriza a transição de um Holoceno Médio mais seco, com influência de plantasC4 e baixa produtividade lacustre atestada por baixas concentrações de COT (médiade 1,56 %) e de pigmentos sedimentares (média de 1 SPDU), para um HolocenoSuperior mais úmido. De 2.245 a 1.600 anos cal AP. (fase IV) houve uma maiorinfluência fitoplanctônica na matéria orgânica sedimentar com consequente maiorprodutividade lacustre indicado pela elevação dos valores de COT (média de 2,49%) e de pigmentos sedimentares (média de 3,95 SPDU), representando o aumentoda umidade. O aumento progressivo das condições mais úmidas foi interrompido poruma fase mais seca (Fase III entre 1.600 a 1.300 anos cal AP.) onde observa-se aredução dos valores médios de pigmentos sedimentares (3,63 SPDU) e de COT(2,92 %), acompanhados por um aumento dos valores de δ13C sugerindo umaumento da influência de plantas C4 durante este período. Estas condições,acompanhadas por um evento abrupto de sedimentação, podem ser resultado deuma maior ocorrência de eventos ENSO, como verificado em outros registrosamazônicos. O retorno das condições mais úmidas é evidente ao longo dos últimos1.300 anos cal AP. (fases II e I), onde os valores de COT atingem valor médio de4,81 % e pigmentos sedimentares (6,31 SPDU), acompanhados por um C/N típicode matéria orgânica fitoplanctônica (11,48). O aumento de micropartículas de carvãona fase II, apesar de evidências da ocorrência de um clima mais úmido, indica umacrescente influência antrópica regional na paisagem.
Palavras-chave: Paleoincêndios. Variabilidade climática amazônica. Transição floresta/cerrado
ABSTRACT
The responses of tropical environments to past climate variations are not yet wellunderstood, due to the limitation of palaeoclimatic records. The distribution andextension of transitional biomes between the Amazon Forest and Savanna, in whichthe city of Sinop and the Barro Preto lake are located, are possibly related topalaeoclimatic oscillations in the tropical region. For the purpose of reconstructingpaleoclimatic variations of this region, geochemical proxies present in the organicmatter of the lake (δ13C, δ15N e C/N) that discuss the main origin of the sedimentaryorganic matter and depositional processes of the palaeoenvironment were analysedfor a time-scale that covers part of the late Holocene (3.100 years CAL BP.) in orderto characterize the transitional area sampled, complementing the mosaic ofpalaeoclimate records from the Amazon basin. The occurence of palaeofires wasstudied through the accounting and characterization of microparticles of coal. Theresults show five main sedimentation phases: the phase from 3.100 to 2.245 yearsCAL BP. (phase V) characterizes the transition of an arid mid-Holocene, with higherinfluence of C4 plants and lower lacustrine productivity attested by lowconcentrations of TOC (average of 1.56%) and sedimentary pigments (mean of 1SPDU), to a moister late Holocene. From 2.245 to 1.600 years CAL BP. (phase IV)the sedimentary organic matter receives a greater phytoplankton influence and showa higher lacustrine productivity, as indicated by the increase in TOC (mean of 2.49%)and sediment pigment (mean of 3.95 SPDU), representing an increase of moisture.During the third phase (1,600 to 1,300 years CAL BP), drier climatic conditions wereobserved, with decreases in pigment value (mean of 3.63 SPDU) and in theincrescing TOC (mean of 2, 92%) and δ13C trends (mean of -30.42 ‰), suggestingthe influence of C4 vegetation. These conditions, accompanied by an abruptsedimentation event, may be the result of an ENSO intensification. The return ofwetter conditions is evident over the last 1,300 years CAL BP. (phases II and I),where the TOC values reach 4.81% and sedimentary pigments (6.31 SPDU),accompanied by a C / N typical of phytoplanktonic organic matter (11,48). Theincrease of micro charcoal particles during phase II, despite evidences of increasinghumidity, indicates a regional anthropogenic influence in the landscape.
Key-words: Palaeofires. Amazon climate variability. Forest/savanna boundary.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Localização da Bacia Amazônica na América do Sul. Linha em vermelho
mostra os limites da bacia. Dados retirados de SO-HYBAM. Adaptado de:
http://www.ore-hybam.org/index.php/eng/Data/Cartography/Amazon-basin-
hydrography.................................................................................................................17
Figura 2. Estudos paleoclimáticos em diversas regiões da Amazônia durante o
Holoceno. As linhas laranjas representam períodos secos enquanto as linhas azuis
representam períodos úmidos. 1) Absy et al. (1991); 2) Cordeiro (1997); 3) Fontes et
al. (2017); 4) Sifeddine et al. (1994); 5) Cheng et al. (2013) 6) Novello et al. (2016);
7) Moreira et al. (2013); 8) Mourguiart et al. (1997); 9) Bush et al. (2007); 10) Mayle
et al. (2000); 11) Lombardo et al., (2018); 12) Vidotto et al. (2007); 13) Bird et al.
(2011); 14) Behling; Hooghiemstra (1998); 15) Behling et al., (2001)........................26
Figura 3. Mecanismos de retroalimentação de incêndios. Adaptado de Nepstad et al.
(1995, 2001)................................................................................................................28
Figura 4. Gráfico relacionando os isótopos de nitrogênio e carbono e a razão C/N
com a origem da MOS. Fonte: GORITZ, (2008).........................................................33
Figura 5. Produção e distribuição do radioisótopo 14C. Fonte: GORITZ, (2008)......35
Figura 6. Diagrama de Hjülstrom, relacionando tamanho de partícula e velocidade de
fluxo. Grãos maiores, como seixos (>100mm) só serão transportados em ambientes
com correntes fortes (>100 cm/s). Fonte: Earle (2014).............................................37
Figura 7. Localização do município de Sinop e do lago Barro Preto. O ponto
vermelho no lago indica o local de coleta do testemunho BP1502............................38
Figura 8. Processo de isolamento do meandro e consequente formação de um lado
de ferradura. Adaptado de: Esteves (1998). ..............................................................39
Figura 9. Climatologia do acumulado anual de precipitação. Ponto roxo indica o lago
estudado. Base de dados utilizada: CHIRPS..............................................................41
Figura 10. Climograma do município de Sinop, MT, onde está localizado o Lago
Barro Preto. Fonte: https://pt.climate-data.org/location/4077/....................................42
Figura 11. Representação das características geológicas da área de estudo.
Adaptado de: Bahia et al.. (2018)................................................................................43
Figura 12. Representação das características pedológicas da área de estudo.
Adaptado de: Embrapa (2006)....................................................................................44
Figura 13. Representação dos biomas presentes na área de estudo e suas
interações. Adaptado de: IBGE (2004).......................................................................46
Figura 14. Localização do Lago Barro Preto, no município de Sinop (MT), e perfil
sedimentar BP1502.....................................................................................................48
Figura 15. Gráfico espectral de absorbância de clorofila, evidenciando o cálculo feito
para a correção de background. Fonte: Cordeiro (1995)............................................51
Figura 16. Chave para a identificação de elementos microscópicos. 1. Diatomáceas;
2. Partículas de carvão; 3.Espícula; 4. Lignocelulose opaca; 5. Lignocelulose
transparente; 6.a. Matéria orgânica acinzentada, b. matéria orgânica opaca, c.
matéria orgânica avermelhada; 7. Quartzos...............................................................56
Figura 17. Descrição das unidades estratigráficas do testemunho BP1502 com base
na tabela de Munsell...................................................................................................59
Figura 18. Geocronologia do testemunho BP1502. A linha pontilhada vermelha
representa a taxa de sedimentação do perfil, enquanto as pontilhadas cinzas
representam valores de idades máxima e mínima, enquanto a linha preta representa
a melhor idade estimada. Os pontos verdes são as amostras datadas, com seus
respectivos erros.........................................................................................................61
Figura 19. Valores de teor de água e densidade aparente do perfil BP1502 contra
sua profundidade, apresentando suas fases demarcadas e as datações realizadas.
.....................................................................................................................................62
Figura 20. Contribuição relativa das frações granulométricas ao longo do perfil
BP1502........................................................................................................................64
Figura 21. Parâmetros orgânicos por profundidade e com os pontos datados. Fases
indicadas pela coluna a direita....................................................................................67
Figura 22. Histograma cumulativo de frequência de contagem para a análise de
elementos microscópicos do testemunho BP1502. Onde: matéria orgânica opaca
(MO-O), matéria orgânica avermelhada (MO-A), matéria orgânica acinzentada (MO-
Ac), lignocelulose transparente (LC-T), lignocelulose opaca (LC-O), quartzos (Q),
diatomáceas (D), espículas (E) e carvões (C)............................................................70
Figura 23. Tamanho médio das partículas de carvão, fluxo de carvão e número de
partículas de carvão ao longo da profundidade para o testemunho BP1502. Fases e
datações também estão expressas em colunas consecutivas à direita.....................73
Figura 24. Diagrama de origem da matéria orgânica baseada na razão C/N e δ13C.
Valores limites adaptados de Moreira (2012)..............................................................78
Figura 25. Diagrama de origem e processos da matéria orgânica baseada nos
isótopos δ15N e δ13C.................................................................................................79
Figura 26. Insolação para o verão do Hemisfério Sul na área de estudo (10°S, em
laranja; BERGER; LOUTRE, 1991) relacionada com variações de Carbono Orgânico
Total do testemunho BP1502, marcador de nível do lago e valor de δ18O de
testemunho de gelo do projeto NGRIP (MOBERG et al., 2005). Os períodos de
ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul e
amarelo........................................................................................................................95
Figura 27. Comparação entre o COT do Lago Barro Preto, média móvel de TSM do
Atlântico Norte (MOBERG et al., 2005), porcentagem de areia do lago El Junco
(CONROY et al., 2008) e TSM do Indo-Pacífico (OPPO et al., 2009). Os períodos de
ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul e
amarelo. A área cinza representa o período de maior frequência de El Niños
encontrado no lago El Junco.......................................................................................96
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Amostras datadas com suas respectivas referências de laboratório e
idades calibradas.........................................................................................................52
Tabela 2. Resumo das análises realizadas no testemunho BP1502..........................57
Tabela 3. Descrição da estratigrafia do testemunho BP1502.....................................58
Tabela 4. Determinação de fases do testemunho BP1502.........................................59
Tabela 5. Amostras datadas e calibradas para anos cal AP.......................................60
Tabela 6. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetros
densidade e teor de água do testemunho BP1502.....................................................63
Tabela 7. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para a granulometria do
testemunho BP1502....................................................................................................65
Tabela 8. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetros orgânicos
.....................................................................................................................................66
Tabela 9. Valores de máximo, média e mínimo para a análise de pigmentos
sedimentares...............................................................................................................69
Tabela 10. Valores médios, máximos e mínimos das análises de partículas
carbonizadas do testemunho BP1502........................................................................72
Tabela 11. Correlação de Spearman para as variáveis do testemunho BP1502.
Marcadas em vermelho temos as correlações negativas significativas para 99% de
confiança, em verde, as positivas...............................................................................77
Tabela 12. Resumo das variações paleoclimáticas do lago Barro Preto a partir de
análises do testemunho BP1502.................................................................................85
LISTA DE ABREVIATURAS
AAO – Oscilação antártica
AP – Antes do presente (sendo o presente o ano de 1950)
AR – Relatório de avaliação
ASA – Alta sul-americana
AT – Atlântico tropical
Cal – Calibrados
COT – Carbono orgânico total
CWP – Período quente atual
EMBRAPA – Empresa brasileira de pesquisa agropecuária
ENSO – El Niño oscilação sul
HN – Hemisfério norte
HS – Hemisfério sul
IBAMA – Instituto brasileiro do Meio Ambiente e recursos naturais renováveis
IPCC – Painel intergovernamental de mudanças climáticas
LIA – Pequena idade do gelo
MCA – Anomalia climática medieval
MO – Matéria orgânica
MT – Mato Grosso
NAO – Oscilação do Atlântico Norte
PCA – Análise dos componentes principais
PT – Pacífico tropical
SACZ – Zona de convergência do Atlântico Sul
SAMS – Sistema de monções sul-americano
SPDU – Unidades de derivados de pigmentos sedimentares
UMG – Último máximo glacial
ZCIT – Zona de convergência intertropical
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO.........................................................................................................112 HIPÓTESE...............................................................................................................133 JUSTIFICATIVA.......................................................................................................144 OBJETIVOS.............................................................................................................154.1 Objetivo Geral......................................................................................................154.2 Objetivos Específicos.........................................................................................155 BASE TEÓRICA......................................................................................................165.2 Amazônia E Seu Contexto Ambiental...............................................................165.2.1 SISTEMAS CLIMÁTICOS INFLUENTES...........................................................165.2.2 BALANÇO DO CARBONO ................................................................................185.1 MUDANÇAS PALEOCLIMÁTICAS......................................................................215.1.1 A AMAZÔNIA DURANTE O HOLOCENO..........................................................215.1.1.1 Holoceno Médio..............................................................................................215.1.1.2 Holoceno Superior...........................................................................................235.3 Indicadores Orgânicos Aplicados A Estudos Paleoambientais.....................265.3.1 CARVÃO COMO INDICADOR DE PALEOINCÊNDIOS....................................265.3.1 SUSCEPTIBILIDADE DE ECÓTONOS A QUEIMADAS...................................295.3.2 CARACTERIZAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA...............................................305.3.2.1 Isótopos De Carbono E Nitrogênio.................................................................305.3.2.2 Composição Elementar E Razão C/N.............................................................325.3.2.3 Datação Com Radiocarbono...........................................................................345.3.2.4 Análise De Pigmentos Sedimentares..............................................................355.3.3 CARACTERIZAÇÃO PALEOHIDROLÓGICA....................................................366 ÁREA DE ESTUDO.................................................................................................386.1 Sistemas De “Oxbow Lakes”.............................................................................396.2 CLIMATOLOGIA...................................................................................................406.3 Geologia...............................................................................................................426.4 Pedologia.............................................................................................................436.5 Vegetação.............................................................................................................447 METODOLOGIA......................................................................................................477.1 Coleta, Abertura E Estratigrafia.........................................................................477.2 Caracterização Física E Mineralógica Dos Sedimentos.................................487.2.1 DENSIDADE E TEOR D’ÁGUA.........................................................................487.2.1.1 Teor D'água:....................................................................................................497.2.1.2 Densidade:......................................................................................................497.2.2 GRANULOMETRIA............................................................................................497.3 Geoquímica Da Matéria Orgânica......................................................................507.3.1 ANÁLISE DE PIGMENTOS SEDIMENTARES..................................................507.3.2 ANÁLISES ISOTÓPICAS E ELEMENTARES DE CARBONO E NITROGÊNIO.....................................................................................................................................517.4 Geocronologia.....................................................................................................527.4.1 DATAÇÃO COM 14C..........................................................................................527.4.1.1 Taxa De Sedimentação...................................................................................537.5 Análises Microscópicas......................................................................................53
7.5.1 ANÁLISE DE ELEMENTOS MICROSCÓPICOS...............................................537.5.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO.............................................577.6 Sumário Das Análises Realizadas ....................................................................578 RESULTADOS.........................................................................................................588.1 Sedimentologia....................................................................................................588.1.1 DESCRIÇÃO DO TESTEMUNHO.....................................................................588.1.2 GEOCRONOLOGIA...........................................................................................608.1.3 DENSIDADE APARENTE E TEOR DE ÁGUA...................................................618.1.4 GRANULOMETRIA............................................................................................638.2 Geoquímica Da Matéria Orgânica......................................................................658.2.1 ANÁLISES ELEMENTARES DE CARBONO E NITROGÊNIO.........................658.2.2 ANÁLISES ISOTÓPICAS DE CARBONO E NITROGÊNIO..............................688.2.3 ANÁLISE DE PIGMENTOS SEDIMENTARES..................................................688.3 Análises Microscópicas......................................................................................698.3.1 ANÁLISE DE ELEMENTOS MICROSCÓPICOS...............................................698.3.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO.............................................719 DISCUSSÃO............................................................................................................749.1 Interpretação Das Fases.....................................................................................749.1.1 FASE V (PERÍODO: 3.100 A 2.245 ANOS CAL AP.).........................................749.1.2 FASE IV (PERÍODO DE 2.245 A 1.600 ANOS CAL AP.)...................................799.1.3 FASE III (PERÍODO DE 1.600 A 1.300 ANOS CAL AP.)....................................809.1.4 FASE II (PERÍODO DE 1.300 A 600 ANOS CAL AP.)........................................829.1.5 FASE I (PERÍODO DE 600 A 0 ANOS CAL AP.)................................................839.3 Paleoincêndios....................................................................................................859.4 Mudanças Paleoambientais No Lago Barro Preto E Comparação Com Outros Estudos..........................................................................................................879.4.1 TRANSIÇÃO HOLOCENO MÉDIO – HOLOCENO SUPERIOR.......................889.4.2 HOLOCENO SUPERIOR...................................................................................899.5 Perspectivas Futuras..........................................................................................9710 CONCLUSÕES .....................................................................................................9811 REFERÊNCIAS....................................................................................................100
11
1 INTRODUÇÃO
As consequências do aumento das emissões de CO2 para a atmosfera por
ações antrópicas é um assunto amplamente discutido pela comunidade científica. A
Floresta Amazônica possui um estoque de carbono equivalente a aproximadamente
120 Gt (MALHI et al., 2006), o que corresponde a quase 1/5 de todo o carbono
estocado na biosfera continental (FELDPAUSCH et al., 2012) desempenhando,
portanto, um papel importante no ciclo global do carbono. No contexto atual de
mudanças climáticas, sejam elas naturais ou antrópicas, determinar as fragilidades e
a dinâmica dos reservatórios de carbono é importante para o entendimento dos
processos que modificam a remoção e estocagem desse elemento, bem como
prever mudanças na dinâmica dos ecossistemas florestais.
A fim de compreender o comportamento da vegetação na região Amazônica
frente às mudanças climáticas, o estudo das respostas passadas dessa vegetação a
estresses climáticos pode ser utilizado. Depósitos sedimentares contém informações
de variações climáticas pretéritas (SIFEDDINE et al., 2001; TURCQ et al., 2002a) e,
portanto, podem ser utilizados para estudos paleoambientais. A reconstrução
paleoclimática através de sedimentos lacustres pode ser baseada em uma
combinação de marcadores geoquímicos (MEYERS; ISHIWATARI, 1993; MEYERS,
2003), sendo a datação dos sedimentos uma importante ferramenta para a
comparação entre registros e para a determinação da escala temporal estudada
(GORITZ, 2008). A distribuição e extensão de áreas de transição entre Floresta
Amazônica e Cerrado estão provavelmente correlacionadas com oscilações
paleoclimáticas da região tropical (DESJARDINS, 1996; VAN DER HAMMEN, T.;
ABSY, 1994). Essas oscilações teriam modificado o balanço hidrológico da região
durante o Holoceno (CORDEIRO, R. C. et al., 2008), levando a períodos mais secos
(holoceno médio: 8.000 a 4.000 anos 14C AP) que elevariam a probabilidade de
incêndios naturais, propiciando uma vegetação menos densa (Cerrado), enquanto
períodos chuvosos (p.e. 10.500 a 8.000 anos 14C AP) beneficiariam florestas úmidas
como as do bioma Amazônico (CORDEIRO et al., 2011; SIFEDDINE et al., 2001).
12
Esses eventos de queima contribuem para a remobilização do carbono terrestre
para a atmosfera.
Durante o Holoceno Superior (c. 3.000 anos cal AP.), estudos mostram uma
tendência de aumento da umidade na Amazônia (NOVELLO et al., 2016; MAYLE et
al. 2000; LOMBARDO et al. 2018). Apesar das condições mais úmidas, eventos de
incêndios continuaram a acontecer, evidenciados pela análise da abundância de
partículas de carvão (CORDEIRO et al., 2014; MAYLE et al., 2007; BUSH et al.,
2007). Estes incêndios mostram a influência antrópica na região (BEHLING;
HOOGHIEMSTRA, 1998; BURBRIDGE et al., 2004).
Nesse contexto, o presente trabalho, através de um testemunho de alta
resolução temporal, compreendendo c. 3.100 anos cal AP. em 3,84 m, pode
contribuir para a compreensão de processos paleoclimáticos e como estes afetaram
a interface dos biomas Floresta Amazônica/Cerrado durante os últimos c. 3.000 anos
cal AP..
13
2 HIPÓTESE
O ecótono em estudo apresentou impacto significativo a pressões climáticas
ocorridas ao longo do Holoceno Superior registradas através de variações na
hidrodinâmica e origem da matéria orgânica sedimentar e na paleoprodutividade
lacustre.
14
3 JUSTIFICATIVA
Através de um registro sedimentar de alta resolução dos últimos 3000 anos
cal AP. será possível reconstruir as variações climáticas pretéritas de um lago
coletado no sudeste da Amazônia, numa região onde poucos estudos
paleoclimáticos foram realizados até o momento. Desta forma, os dados gerados
pela presente pesquisa são importantes para complementar o mosaico
paleoclimático da Amazônia.
A compreensão dos processos paleoclimáticos que ocorreram em uma área
de transição, como a do presente projeto, ajudaria na previsão do comportamento
desses biomas diante das mudanças climáticas atuais, através do uso e calibração
de modelos climáticos.
15
4 OBJETIVOS
4.1 OBJETIVO GERAL
Caracterizar as variabilidades paleoclimática e paleohidrológica do lago Barro
Preto (Sudeste da Amazônia) durante o Holoceno Superior.
4.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Determinar as fontes da matéria orgânica sedimentar através da
caracterização elementar e isotópica.
Compreender mudanças de nível do lago associadas a mudanças no regime
climático através da determinação da evolução da paleoprodutividade lacustre
baseado nas variações da concentração de pigmentos sedimentares e de
carbono orgânico total;
Caracterizar a variabilidade energética do sistema a partir da reconstrução
paleohidrológica utilizando parâmetros texturais.
16
5 BASE TEÓRICA
5.2 AMAZÔNIA E SEU CONTEXTO AMBIENTAL
5.2.1 Sistemas climáticos influentes
A bacia amazônica possui uma área de aproximadamente 6.500.000 km², e
abrange oito países: Brasil, Peru, Colômbia, Equador, Bolívia, Suriname, Guiana e
Venezuela (fig. 1). É a maior bacia do mundo, detentora de 20% da água doce
líquida da Terra. Seu regime pluviométrico está associado principalmente a
variações no posicionamento da ZCIT (Zona de Convergência Inter-tropical) e ao
SAMS (comumente referido pelo termo em inglês South America Monsoon System)
(CHENG et al., 2013; GARCIA, KAYANO, 2011; GARCIA; KAYANO, 2010). Desta
forma, a Amazônia desempenha papel fundamental no balanço global do clima,
fornecendo umidade e calor para os trópicos (CHENG et al., 2013).
17
A ZCIT representa a convergência dos ventos alísios, carregados de umidade,
dos hemisférios norte e sul em uma região de baixa pressão equatorial, gerando
precipitação convectiva nas áreas sob sua influência. Essa zona é modulada por
mudanças na temperatura do Atlântico Tropical (AT) e do Pacífico Tropical (PT). Em
condições normais, a ZCIT apresenta-se a 5ºN. Durante o inverno (verão) austral,
ocorrem condições úmidas (secas) no HN (Hemisfério Norte) e equador, enquanto
condições secas (úmidas) espalham-se pelo sul amazônico (GARREAUD et al.,
2009). Em épocas de mínima insolação no HN ocorre um resfriamento anômalo do
AT, assim, haveria um aumento da pressão no AT, intensificando os alísios norte,
causando um deslocamento da ZCIT para o sul. Eventos de maior precipitação no
HS (Hemisfério Sul) seriam intensificados nessas condições (e.g. MOREIRA-TURCQ
et al., 2014). O oposto sendo verdadeiro para um aumento da insolação.
Figura 1. Localização da Bacia Amazônica na América doSul. Linha em vermelho mostra os limites da bacia. Dadosretirados de SO-HYBAM. Adaptado de: http://www.ore-hybam.org/index.php/eng/Data/Cartography/Amazon-basin-hydrography
18
Estudos interpretam o SAMS como uma resposta ao deslocamento da ZCIT
(GARCIA, KAYANO, 2011; GARCIA; KAYANO, 2010), e, apesar de Garreaud et al.,
(2009) argumentarem que não se trata de um sistema monçônico propriamente dito
por não haver inversão da direção dos ventos, o SAMS representa a oscilação dos
ventos sazonalmente ao longo da América do Sul. Durante a primavera austral,
regiões de alta convecção são deslocadas para o sudeste, diminuindo a Alta Sul
Americana (ASA) e intensificando o transporte de umidade ao longo do centro-oeste
e sudeste brasileiros (MARENGO et al., 2012). Esse transporte é gradualmente
invertido ao longo do outono austral, levando a umidade novamente em direção ao
norte (GARREAUD et al., 2009), fechando o ciclo monçônico.
Outras forçantes externas ainda podem influenciar a dinâmica climática da
região, como as oscilações Antártica e do Atlântico Norte (AAO e NAO,
respectivamente) (GARREAUD et al., 2009). Além de mecanismos internos de
retroalimentação, o que apenas reforça a complexidade climática da Amazônia.
5.2.2 Balanço do carbono
O ciclo global do Carbono é de extrema importância biológica e também
climática, pois o CO2 e CH4, gases formados por este elemento, são potentes
agentes do efeito estufa. Entender o balanço deste elemento entre os diversos
compartimentos da Terra e processos de retroalimentação é fundamental para
estimar quanto das emissões antropogênicas estão sendo absorvidas pelos
reservatórios e quanto destas estão de fato contribuindo para as mudanças
climáticas. O quarto relatório de avaliação (AR4) do IPCC (2007) classifica estes
dois gases como sendo de longa persistência na atmosfera (de décadas a mais de
centenas de anos).
Medições realizadas por Indermuhle et al. (1999) em bolhas de ar em um
testemunho de gelo de Taylor Dome, Antártica, mostram uma diminuição da
concentração de CO2 de 8 ppmv entre 10.500 e 8.200 anos cal AP. atribuído ao
crescimento florestal em áreas antes ocupadas por geleira. Um aumento quase
linear durante os 7.000 anos seguintes até chegar ao valor de c. 285 ppmv é
atribuído a mudanças na biomassa florestal em resposta a climas mais secos. Em
19
uma escala milenar, os principais controladores de emissões e retiradas de CO2 da
atmosfera são os oceanos e a biosfera terrestre (INDERMUHLE et al., 1999).
Incêndios desempenham um papel fundamental no ciclo global do carbono,
especialmente através da queima de biomassa e consequente liberação de CO2
para a atmosfera (CARCAILLET et al., 2002). A contribuição relativa da queima de
biomassa para o ciclo do carbono ao longo do Holoceno variou de acordo com a
região geográfica. Carcaillet et al. (2002) revisaram registros de partículas
carbonizadas de diferentes localidades, e sugeriram que o Holoceno Inferior
apresentou baixa mas crescente influência de queimadas na Europa, América do Sul
e sudeste asiático, enquanto na América do Norte a contribuição de CO2 pela
queima de biomassa foi mais alta. No Holoceno Médio um aumento das queimadas
na Europa e trópicos entre 8.000 e 7.000 anos cal AP. relacionou-se com um
aumento das concentrações de CO2 atmosférico neste período, encontrados no
registro de Taylor Dome (INDERMUHLE et al., 1999), apesar dos registros das
Américas do Sul e Central não serem conclusivos para explicar essas variações.
Causas naturais para este aumento de queimas ao longo do Holoceno Médio foram
sugeridas por Marlon et al. (2013) através de um trabalho comparativo com vários
registros da deposição de partículas de carvão em testemunhos sedimentares. Ao
longo do Holoceno Superior há uma ampliação da contribuição da queima de
biomassa para a liberação de CO2, possivelmente relacionada com a queima de
combustíveis fósseis, desmatamento e mudanças na circulação atmosférica
(CARCAILLET et al., 2002). Entre 3.000 e 2.000 anos cal AP., o aumento de
queimadas parece estar relacionado com a atividade antrópica, uma vez que não há
um acoplamento de evidências de paleoincêndios e temperaturas inferidas de
testemunhos de gelo (MARLON et al., 2013).
Evidências de influências antrópicas no ciclo do carbono anteriores à
revolução industrial são discutidas por diversos autores (e.g. SALDARRIAGA; WEST
1986; DENEVAN 2006a, b; RUDDIMAN, 2003; NEVLE; BIRD, 2008). A influência
das populações humanas na América tropical sobre as emissões de CO2
relacionadas à queima de biomassa foram averiguadas em um trabalho de revisão
(NAVLE; BIRD, 2008). O impacto da chegada dos europeus no continente americano
pode ter sido responsável por um possível sequestro de 5-10 Gt de carbono entre c.
20
1.500 e 1.750 AD devido a uma diminuição das populações indígenas e
consequente recuperação da floresta. Saldarriada e West (1986) mostram que
populações indígenas estavam presentes na Amazônia desde 3.750 anos cal AP.,
através da datação de peças de cerâmica. Os autores correlacionam partículas de
carvão nos últimos 6.000 anos cal AP. com incêndios naturais ou antrópicos, e
concluem que durante períodos úmidos, estes paleoincêndios podem ter sido
causados por uma união entre processos naturais (raios) e entre as práticas
agrícolas dessas populações.
A partir da era industrial, a atividade antrópica tem contribuído mais
fortemente para a emissão de gases de efeito estufa através de mudanças do uso
da terra e da queima de combustíveis fósseis (HOUGHTON, 2007). O AR5 do IPCC
(2014) estima que desde 1750 as concentrações de CO2 e CH4 aumentaram 40% e
150%, respectivamente. Entre 1970 e 2010, foram emitidas 49 Gt de CO2
equivalente/ano de fontes antrópicas.
As florestas tropicais e savanas representam 50 % das áreas florestadas
mundialmente (MALHI; GRACE, 2000). A emissão de CO2 dessas áreas está
relacionada com o desmatamento, secas, corte seletivo e outros tipos de distúrbios
da floresta nativa, e pode chegar a 425.2 ± 92.0 Tg C yr–1 (BACCINI et al., 2017).
Harris e colaboradores (2012) estimaram que entre os anos de 2000-2005, as
florestas do Brasil emitiram 340 Tg C yr–1. A Amazônia exerce um papel fundamental
no ciclo do carbono, alternando entre fonte e sumidouro, dependendo tanto de
pressões antrópicas sobre a floresta quanto de condições climáticas. Em condições
úmidas, é favorecido o crescimento da floresta e principalmente de plantas C3, o
que leva a uma incorporação de carbono (MALHI, 2010), enquanto em épocas secas
há um aumento de queimadas e consequente mobilização deste elemento
(ARAGÃO et al., 2018).
Neste contexto, entender as respostas de ecótonos, que são naturalmente
mais sensíveis a oscilações ambientais (ALENCAR; NEPSTAD; VERA DIAZ, 2006),
às pressões climáticas atuais é fundamental para estimar fluxos de carbono entre os
compartimentos e seu potencial impacto nas emissões desse elemento no futuro.
21
5.1 MUDANÇAS PALEOCLIMÁTICAS
5.1.1 A Amazônia durante o Holoceno
O Holoceno na Amazônia é uma época de menor variabilidade climática
quando comparada ao Pleistoceno (TURCQ, 2008), todavia, oscilações climáticas
de escala possivelmente global ocorreram nos últimos 10.000 anos cal AP.,
apresentando-se como um desafio para novos exercícios de modelagem e
oferecendo perspectivas para o entendimento das respostas atuais a mudanças
climáticas (STEIG, 1999). Três eventos climáticos importantes ocorreram nesta
época: o optimum climático do Holoceno, a anomalia climática medieval e a pequena
idade do gelo.
5.1.1.1 Holoceno Médio
Durante o Holoceno Inferior (até aproximadamente 7.000 anos 14C AP.) Behling
(2002) observou, através de registro palinológico, que a cobertura florestal na Bacia
Amazônica ainda não tinha atingido os níveis atuais, assim como a distribuição de
savanas também era muito mais extensa do que atualmente. Durante a transição
entre o Holoceno Inferior e Holoceno Médio, linhas de evidência revelam que as
condições climáticas na Bacia Amazônica eram significativamente mais secas do
que é observado no Holoceno Superior (MAYLE; POWER, 2008).
O Holoceno Médio caracterizou-se por um aumento da insolação durante o final
do inverno e início da primavera austral a partir de 6.000 anos cal AP., devido a
variações no ciclo de precessão, como previsto pela teoria de Milankovitch. Na
Amazônia, estudos de modelagem e reconstruções paleoclimáticas parecem
concordar que o Holoceno Médio apresentou-se mais seco (e.g. CORDEIRO et al.,
1997; SIFEDDINE et al., 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al., 2007; MOREIRA
et al., 2013; BUSH et al., 2007). Essa resposta pode ser devido à intensificação e
aproximação da Alta Subtropical do Atlântico Sul (ASAS) ao continente, enquanto os
alísios do HS mostram-se mais fortes, deslocando a ZCIT mais para o norte, fazendo
com que a passagem dos jatos de baixos níveis pela Amazônia, intensificados pela
22
ASAS, não carreassem a umidade de ventos convergentes, diminuindo a entrada de
umidade no sudeste amazônico (DE MELO; MARENGO, 2008).
Em um estudo paleoclimático realizado na Serra dos Carajás, foram
encontradas partículas de carvão em abundância e pólen proveniente de táxons
típicos de savanas em parte do perfil datada de 7.500 a 3.000 anos cal AP., o que
sugere que incêndios teriam contribuído para a abertura da paisagem (ABSY et al.,
1991). Nesta mesma região Cordeiro e colaboradores (1997) concluíram que o
período entre 6.800 e 4.000 anos cal AP. foi seco. Entre 7.600 e 4.750 anos cal AP.,
foi observado ainda um aumento de espículas de Corvomeyenia thumi, partículas de
carvão e da alga Botryococcus braunii, típica de lagos rasos, em Carajás
(CORDEIRO et al., 2008). Fontes et al. (2017) analisaram dados de carbono
grafítico e outros indicadores geoquímicos da matéria orgânica para o testemunho
do Lago Saci, em Alta Floresta, sul da Amazônia oriental. Seus resultados
mostraram uma passagem de um Holoceno Inferior úmido para um Holoceno Médio
seco, com presença de plantas C4 e redução dos valores de carbono orgânico entre
9.200 e 6.700 anos cal AP. e um aumento de carbono grafítico até 4.400 anos cal
AP.. Moreira et al. (2013), em testemunhos do lago Comprido, na Amazônia oriental,
encontraram um hiato de sedimentação entre o período de 7.800 a 3.000 anos cal
AP., que foi interpretado como uma seca completa do lago em resposta à diminuição
da pluviosidade relacionada a climas mais secos.
Em um estudo no lago Titicaca, na Amazônia ocidental, registros de períodos
de nível do lago menor que o atual foram encontrados entre 10.500 e 4.000 anos cal
AP., e durante 8.000 anos cal AP., quando altos teores de gipsita e ostracódeos
característicos de um baixo nível de água foram encontrados (MOURGUIART et al.,
1997). Esse registro relacionou-se bem com o de Carajás, que mostrou uma fase de
abertura da floresta entre 7.000 e 4.000 anos cal AP., evidenciada pela presença de
táxons pioneiros, baixo fluxo de COT e abundância partículas carbonizadas (ABSY
et al., 1991; SIFEDDINE et al., 1994). Vidotto et al. (2007), através de análise
isotópica da matéria orgânica em perfis de solo no sul do estado do Amazonas,
Amazônia ocidental, acharam evidências de períodos mais úmidos
aproximadamente entre 12.000 e 10.000 anos cal AP., com um predomínio de
plantas C3, enquanto o período entre 7.000 e 3.000 anos cal AP. mostrou sinais de
23
ter sido mais seco, com influência de plantas C4. Em um estudo isotópico realizado
em espeleotemas das Cavernas El Condor e Cueva del Diamante, no norte do Peru,
Amazônia ocidental, Cheng e colaboradores (2013) relacionaram variações de δ18O
com suas causas em escalas milenares. Os autores constataram, para a Amazônia
Ocidental, altos valores de δ18O, indicando um clima mais seco, com
enfraquecimento do SAMS durante o Holoceno Inferior e Médio (10.000 a 5.000
anos cal AP.).
Registros dos lagos Parker, Gentry, Vargas e Werth na região de Puerto
Maldonado no Peru, Amazônia ocidental, mostram um holoceno médio seco entre
7.200 e 3.300 anos cal AP. (BUSH; SILMAN; LISTOPAD, 2007). Behling e
Hooghiemstra (1998) estudaram o Noroeste da Amazônia, publicando os resultados
polínicos de dois lagos nos Llanos Orientales, Colômbia. Suas análises mostram um
Holoceno Inferior úmido, com máxima ocorrência de Alchornea e abundância da
palmácea Mauritia. Esses registros correspondem a épocas mais frias e úmidas,
condizente com o período de Younger Dryas. Plantas de savanas tiveram um
aumento nos períodos de 9.730 a 5.260 anos cal AP. (Lago Angel) e 9.390 a 6.390
anos cal AP. (Lago Sardinas), indicando o período mais seco do registro, durante o
Holoceno Inferior e médio. Um retorno às condições úmidas entre o Holoceno Médio
e superior (Lago Angel, 5.260 a 3.890 anos cal AP. e Lago Sardinas 6.390 a 3.680
anos cal AP.) é evidenciado pelo declínio de polens de savanas e pelo aumento de
espécies de galerias e florestas. Os registros para o Holoceno Superior estão
incompletos, o que levou os autores a interpretarem uma maior ação antrópica na
paisagem bem como uma continuação de um clima úmido.
Behling, et al. (2001) publicaram dados sobre o lago Calado, localizado próximo
a Manaus, na Amazônia central. Análises polínicas do Lago Calado mostram um
Holoceno Médio (7.700 a 4.070 anos cal AP.) com presença de Poacea, indicativa de
maior área emersa e baixos níveis do lago.
5.1.1.2 Holoceno Superior
O Holoceno Superior é caracterizado por um período mais úmido na
Amazônia, associado a um fortalecimento do SAMS. Novello et al. (2016), utilizaram
24
dados isotópicos de δ18O extraídos de espeleotemas para reconstruir os regimes de
chuva de duas cavernas no estado do Mato Grosso, no sudoeste amazônico. Seus
resultados mostram um fortalecimento do SAMS nos últimos 1.500 anos (450 anos
cal AP.), incluindo o período chamado de Pequena Idade do Gelo (550-250 anos cal
AP.). Em uma escala milenar, os autores mostram que o Holoceno Superior
apresentou eventos secos como Anomalia Climática Medieval (MCA, do inglês
Medieval Climate Anomaly) mas a tendência é de condições mais úmidas.
Alguns estudos procuram ligar tanto a Pequena Idade do Gelo (LIA, do nome
em inglês Little Ice Age) quanto o MCA a variações de posicionamento da ZCIT,
devido a mudanças de temperatura superficial do mar (TSM) do Atlântico Norte
(BIRD et al., 2011; VUILLE et al., 2012). A ZCIT deslocar-se-ia, então, para o sul
durante a LIA (SCHNEIDER; BISCHOFF; HAUG, 2014), causando variações de
umidade heterogêneas ao longo da América do Sul. Os registros de Cariaco (HAUG
et al., 2001) demonstram uma clara correlação entre fases de sedimentação e
mudanças na ZCIT, mostrando uma baixa na sedimentação durante a LIA,
relacionado a períodos mais secos. Outros estudos mostram que, para a Amazônia,
a LIA foi um período mais úmido (WORTHAM et al., 2017; THOMPSON et al., 2013;
BURBRIDGE; MAYLE; KILLEEN, 2004).
Uma MCA com condições mais áridas e uma LIA úmida estão de acordo com
resultados do Lago Pumacocha, nos Andes peruanos, Amazônia ocidental (BIRD et
al., 2011). Análises isotópicas de δ18O de calcitas do Lago Pumacocha de alta
resolução mostram variações sub decadais e seculares durante o Holoceno Superior
com períodos mais secos (MCA) e mais úmidos (LIA, Current warm period- CWP)
(BIRD et al., 2011). Segundo os autores, para essas escalas de tempo decadais e
seculares o principal sistema regulador do SAMS foi a temperatura do hemisfério
norte, que desloca a ZCIT. Espeleotemas da caverna Palestina, localizada no
noroeste do Peru, Amazônia ocidental, relacionaram flutuações nos valores de δ18O
com a intensificação/enfraquecimento do SAMS para os últimos 1.600 anos. Os
autores encontraram dois períodos de menor precipitação, 1.380 a 1.540 anos AP e
1.130 a 1.230 anos AP, possivelmente associados à MCA seguidos por períodos de
intensificação da SAMS entre 1.370 e 1.230 anos cal AP. E 1.130 a 1.030 anos cal
AP. (APAÉSTEGUI et al., 2014).
25
Mayle et al. 2000 mostram um aumento das condições úmidas a partir de
2.740 anos cal AP., evidenciado por meio de dados polínicos em dois lagos
localizados no leste boliviano, também na Amazônia ocidental.
Lombardo et al. (2018) analisaram paleossolos nos Llanos de Moxos, Bolívia,
no sudoeste amazônico. Os autores argumentam que uma ativação da influência
fluvial no começo do Holoceno Superior (aproximadamente 2.700 anos cal AP.),
evidenciada por diferentes tipos de paleossolos, deveu-se a um aumento da
precipitação, associada a uma baixa de insolação e deslocamento da ZCIT para o
sul, bem como à intensificação de eventos ENSO.
Condições mais úmidas na Amazônia oriental durante este período também
foram encontradas para cinco perfis lacustres (MOREIRA-TURCQ et al., 2014).
Nestes perfis, foi encontrado um extenso pacote de sedimentos com a mesma idade
(aproximadamente 2.700 anos cal AP.). A alta taxa de sedimentação associada a
este pacote pode ser relacionada uma menor insolação e deslocamento para o sul
da ZCIT.
Em sua tese, Absy (1979) analisou diversos lagos na região do vale do
Amazonas (Amazônia oriental) interpretando seus resultados polínicos. Para o
Holoceno, a autora encontrou breves períodos secos entre 2.700 e 2.000 anos cal
AP. e em torno de 4.000 anos cal AP. Apesar destes resultados, a autora conclui que
as mudanças de vegetação evidenciadas pelo pólen são de importância regional,
não tendo ocorrido uma transição de florestas úmidas para cerrado nos últimos
6.000 anos.
A fig. 2 Ilustra os trabalhos citados em uma linha do tempo (12.000 anos cal
AP.) para uma melhor visualização das sobreposições:
26
5.3 INDICADORES ORGÂNICOS APLICADOS A ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS
5.3.1 Carvão como indicador de paleoincêndios
Em condições de seca, ecossistemas florestais tendem a agir como fonte,
pois o crescimento vegetal é diminuído ou freado. Nessas condições também há o
aumento da inflamabilidade, devido ao aumento da evapotranspiração, ocasionando
mais incêndios e mais carbono é mobilizado pela queima (NEPSTAD et al., 2004).
Essa retroalimentação causa uma transferência significativa de carbono de
ecossistemas florestais para a atmosfera (CORDEIRO et al., 2014). Desta forma,
secas podem afetar o ciclo do carbono na Amazônia não apenas através da
Figura 2. Estudos paleoclimáticos em diversas regiões da Amazônia durante o Holoceno. As linhaslaranjas representam períodos secos enquanto as linhas azuis representam períodos úmidos. 1)Absy et al. (1991); 2) Cordeiro (1997); 3) Fontes et al. (2017); 4) Sifeddine et al. (1994); 5) Chenget al. (2013) 6) Novello et al. (2016); 7) Moreira et al. (2013); 8) Mourguiart et al. (1997); 9) Bush etal. (2007); 10) Mayle et al. (2000); 11) Lombardo et al., (2018); 12) Vidotto et al. (2007); 13) Bird etal. (2011); 14) Behling; Hooghiemstra (1998); 15) Behling et al., (2001).
27
diminuição da produção primária líquida pela perda de árvores, mas também através
do aumento da frequência e intensidade de queimadas (ALENCAR; NEPSTAD; DEL
CARMEN VERA DIAZ, 2006)
Secas na Amazônia podem ser influenciadas por diversos fatores. Nepstad e
colaboradores (2004) citam o aquecimento global, através de um aumento da
evapotranspiração; um aumento da frequência e intensidade de eventos El Niño e
mudanças no uso da terra. Nestas últimas, as secas são provocadas por mudanças
no albedo e evapotranspiração de áreas antes florestadas que foram transformadas
em pastagens. Os autores afirmam ainda que a fumaça de incêndios pode inibir
localmente eventos de chuva, o que geraria uma retroalimentação positiva de
queimadas.
Apesar de condições mais áridas propiciarem mais queimadas, Bush et al.
(2007b) e Burbridge et al. (2004) afirmam que, devido às características de umidade
da floresta Amazônica, incêndios nessa região deveriam ser principalmente
mediados por humanos. Uma ação antrópica que é importante na formação de
incêndios é a exploração madeireira. Essa atividade aumenta a inflamabilidade da
floresta pela redução de seu dossel, aumentando a exposição solar do solo
(NEPSTAD et al., 1999). A abertura de clareiras para pastagem também influencia a
inflamabilidade de uma área, através da invasão da área por gramíneas pioneiras
que iniciam um feedback positivo que aumenta a probabilidade de novas queimadas
(SILVÉRIO et al., 2013). A figura 3 ilustra os processos de retroalimentação de
incêndios.
28
Bush e colaboradores (2007b) adicionam que os incêndios dependem de três
condições: volume de precipitação, extensão do período seco e atividade antrópica.
Assim, alterações nas comunidades vegetais e mudanças nos estoques de carbono
podem ser determinadas por incêndios (FERNSIDE et al., 1993, 1996).
Behling e Hooghiemstra (1998) observaram partículas de carvão em dois
lagos os Llanos Orientales na Colômbia, que evidenciam queimadas frequentes. Os
autores atribuem as queimadas mais recentes (últimos 200 anos) à presença de
índios e colonizadores.
Em outro estudo, realizado na Serra Norte de Carajás, Cordeiro, Turcq e
Suguio (2008), encontraram um aumento da acumulação de carvão em um perfil
sedimentar lacustre entre as datas de 7.450 e 4.750 anos cal AP. Os autores
associaram esse aumento a uma queda de compostos clorofilados e, portanto, a
uma época de menor nível do lago. Outro aumento foi encontrado entre 70 e 1.300
anos cal AP., com carvões maiores e com desvio padrão indicando fontes variadas
de queima. Uma menor presença dessas partículas em fases úmidas pode estar
Figura 3. Mecanismos de retroalimentação de incêndios. Adaptado deNepstad et al. (1995, 2001).
29
associada a eventos locais de queima, provocados por ação humana em vez de
possuir origens climáticas.
5.3.1 Susceptibilidade de ecótonos a queimadas
Interfaces Floresta-cerrado respondem a alterações climáticas, mudando a
extensão de seus biomas de acordo com a disponibilidade hídrica e características
edáficas (SILVÉRIO et al., 2013; STAVER; ARCHIBALD; LEVIN, 2011). Assim, áreas
de transição são especialmente susceptíveis às queimadas, isso porque o porte
arbóreo, o índice de área foliar e a umidade relativa em estações secas são
menores (ALENCAR; NEPSTAD; MOUTINHO, 2005). A distância entre a floresta
densa e a borda desta, marcada pelo início do bioma de cerrado também é
importante na determinação da susceptibilidade à queima, é o chamado “efeito de
borda” (ALENCAR; NEPSTAD; MOUTINHO, 2005; COCHRANE, 2001;
COCHRANE; LAURANCE, 2002).
Em um estudo realizado ao longo da BR-230, na rota Santarém-Cuiabá,
macrocarvões foram encontrados em diversos perfis (SOUBIÈS, 1980). A rota conta
com presença tanto de floresta amazônica quanto de trechos de cerrado,
aumentando sua susceptibilidade ao fogo. Datações realizadas demonstram vários
eventos de queimadas durante o período de 6.500 a 3.100 anos cal AP. A causa dos
incêndios é debatida por Soubiès, que discute a possibilidade de clareiras abertas
por humanos ou meteoros e, mais provavelmente, oscilações climáticas que
deixaram a região mais seca entre 6.000 a 3.000 anos cal AP. Essa hipótese é bem
fundamentada por diversos trabalhos, levando o autor a aceitá-la como mais
provável. Assim, ele conclui que mudanças climáticas para condições secas
ocorridas na mesma época podem ser evidenciadas ao longo do globo, e, em
particular, na periferia da floresta Amazônica, onde a mudança de umidade teria
afetado as florestas levando a um aumento dos incêndios.
A presença de carvão vegetal como um indicador de queima de vegetação
tem sido utilizada em diversos trabalhos realizados na região Amazônica (e.g.
(CORDEIRO et al., 2014; MAYLE et al., 2007; BUSH et al., 2007) e é consequência
da interação entre climas secos e atividades humanas (BUSH et al., 2008). Assim,
30
partículas de carvão podem funcionar como marcadores desses eventos de queima,
indicando mudanças no compartimento biótico terrestre de carbono (CORDEIRO et
al., 2014).
5.3.2 Caracterização da matéria orgânica
A matéria orgânica constitui uma pequena fração dos sedimentos lacustres,
sendo, porém, de grande importância. A matéria orgânica (MO) primária é produzida
por plantas, bactérias e arqueas, e sua composição (lipídios, carboidratos, proteínas,
etc) e abundância mudam de acordo com a variação da composição e abundância
da comunidade autotrófica do ambiente no tempo, assim, sua qualidade e
quantidade respondem bem a mudanças ambientais (SIFEDDINE et al., 1994),
representando um importante marcador para análises paleoambientais. Desta forma,
a parte orgânica dos sedimentos contém informações importantes sobre sua origem
e processos deposicionais (KILLOPS; KILLOPS, 2003; MEYERS; ISHIWATARI,
1993).
5.3.2.1 Isótopos de Carbono e Nitrogênio
O carbono possui dois isótopos estáveis, 12C e 13C, sendo o primeiro mais
abundante na atmosfera (98,93 % de todo o carbono) (ROSMAN; TAYLOR, 1998). O
fracionamento isotópico destas espécies em reações químicas ocorre por sua
diferença de massa, sendo responsável por valores de δ13C empobrecidos ou
enriquecidos em relação ao padrão convencional Pee-Dee Belemnite (PDB).
A transferência do carbono atmosférico, na forma de CO2, para o
compartimento biótico se dá pelo processo de fotossíntese. As plantas possuem três
caminhos fotossintéticos de absorção deste carbono, C3, C4 e CAM. Por serem
menos seletivas durante a fixação do Carbono, plantas C4 possuem um δ13C mais
enriquecido (em torno de -12 %o), enquanto plantas C3, mais seletivas, têm um δ13C
empobrecido (com uma média de -26 %o). Plantas CAM usam um mecanismo
parecido com as C4, onde o carbono é fixado em um meio ácido com baixa
31
oxigenação, sendo eficiente em locais secos. É o caso das plantas suculentas, que
possuem um δ13C entre -20 %o e -10 %o (GORITZ, 2008).
Assim, conhecendo as características climáticas de distribuição das plantas
C3 e C4, podemos utilizar sua variação espacial e temporal como indicadores
paleoclimáticos, através da razão δ13C, calculada da seguinte maneira:
δ 13C=C13 / Camostra
12 − C13 / C padrão12
C13 / C padrão12 ×1000
O Nitrogênio está presente na atmosfera principalmente na forma de N2, onde
possui dois isótopos estáveis: 14N e 15N, sendo o primeiro mais abundante (99,63 %)
(ROSMAN; TAYLOR, 1998). Para ser transportado para o compartimento biótico, o
nitrogênio precisa ser fixado. Isso é possível através de bactérias específicas, que
fazem o processo de fixação e nitrificação, transformando o nitrogênio atmosférico
em amônia, nitrito e nitrato. Os nitratos são utilizados pelas plantas e algas para a
formação de proteínas e ácidos nucleicos.
Durante a fixação, isto é, a transformação de N2 atmosférico para formas
biodisponíveis de nitrogênio, o processo gera um pequeno fracionamento,
ocasionando valores de δ15N próximos do atmosférico (HOEFS, 2009). Devido à
existência de uma associação de bactérias fixadores de nitrogênio em raízes de
determinadas plantas, a matéria orgânica sedimentar de origem terrestre geralmente
apresenta sinal δ15N próximo ao atmosférico. Já o processo conhecido como
desnitrificação, mediado por bactérias heterotróficas que utilizam o NO3 como
aceptor final de elétrons da cadeia respiratória emitindo N2 como subproduto do seu
metabolismo, ocorre em condições de baixa concentração de oxigênio em
sedimentos e solos. A MO residual formada por esse processo é enriquecida em 15N.
O nitrogênio é então incorporado por algas e macrófitas tornando o δ15N nestes
organismos mais enriquecido (MEYERS, 2003), considerando o padrão de δ15N
como sendo a razão atmosférica.
Desta forma, nitratos utilizados por plantas terrestres possuem menos 15N,
tornando o sinal isotópico destas plantas mais próximo ao da atmosfera (~0 %),
32
enquanto que o nitrogênio que chega aos corpos hídricos já passou por mais
processos químicos, podendo fracionar-se em detrimento do isótopo mais leve,
gerando sinais mais elevados de 15N para organismos aquáticos como algas e
macrófitas. Assim, os valores de δ15N encontrados em pesquisas geoquímicas nos
explicam um pouco das condições ambientais presentes no momento de
sedimentação da matéria orgânica destes organismos, além de ajudar a discriminar
a origem desta. O δ15N de uma amostra pode ser calculado da seguinte maneira:
δ 15N=N15 / N amostra
14 − N15 / N padrão14
N15 / N padrão14 ×1000
5.3.2.2 Composição elementar e razão C/N
Plantas vasculares possuem polissacarídeos que desempenham uma função
estrutural, as celuloses e ligninas. Estes compostos orgânicos são ricos em carbono,
enquanto possuem pouco nitrogênio. Algas são ricas em proteínas, aminoácidos
que representam a maior parte do nitrogênio de um organismo (KILLOPS; KILLOPS,
2003). Assim, algas possuem mais nitrogênio que plantas vasculares de origem
terrestre. A razão C/N é bastante utilizada em geoquímica como um indicador da
origem da matéria orgânica. Isto porque plantas vasculares de origem terrestre
possuem uma razão C/N de aproximadamente 20, enquanto o valor desta razão
para algas está, geralmente, entre 4 e 9 (GORITZ, 2008).
33
A figura 4 acima relaciona os três marcadores citados, δ15N, δ13C e razão C/N
com o tipo de produtor primário: se C3 ou C4. Assim podemos determinar a origem
da matéria orgânica sedimentar (MOS) de um perfil sedimentar, construindo a visão
do paleoambiente em que estas estavam inseridas.
Figura 4. Gráfico relacionando os isótopos denitrogênio e carbono e a razão C/N com a origemda MOS. Fonte: GORITZ, (2008).
34
5.3.2.3 Datação com radiocarbono
O 14C é um isótopo radioativo do carbono, formado a partir da interação entre
nêutrons livres de raios cósmicos e átomos de 14N na estratosfera. Ao reagirem, o14N perde um próton e ganha o nêutron, transformando-se em 14C (Fig.3). Sua
abundância é em torno de uma parte em 1010% de todo o carbono (WALKER, 1947).
Na atmosfera, o carbono é rapidamente oxidado, virando 14CO2. Esse 14CO2
atmosférico é incorporado pelo compartimento biótico através da fotossíntese,
passando para os demais níveis da cadeia trófica por herbivoria e predação. Os
processos metabólicos da biota mantém o 14C de seus organismos em relativo
equilíbrio com as concentrações da atmosfera. Assim, quando o organismo morre, e
as atividades metabólicas cessam, o 14C presente em seus tecidos decai sem ser
substituído. Consequentemente, suas concentrações baixam, o que permite a
datação daquela matéria orgânica.
Para que a datação com radiocarbono seja considerada precisa, algumas
premissas devem ser seguidas: 1) a razão 14C/12C permanece constante em todas as
partes do reservatório global de carbono durante os anos, assim 2) uma mistura
completa e rápida de 14C ocorre entre os reservatórios, em escala global; 3) as
razões isotópicas entre carbonos não são alteradas a não ser pelo decaimento de14C em organismos após sua morte; 4) a meia vida do 14C é conhecida com certo
nível de precisão e confiabilidade e 5) níveis naturais de 14C também podem ser
medidos com precisão e confiabilidade (WALKER, 1947).
Após a datação, as idades de radiocarbono precisam ser corrigidas. Isso
porque ocorrem variações naturais nas concentrações de 14C na atmosfera devido à
alterações na atividade solar e consequente incidência de raios cósmicos. Para essa
correção foi estabelecida uma curva de calibração a partir de dados
dendrocronológicos para o hemisfério sul, ShCal13 (HOGG et al., 2013). A idade
final é apresentada em anos cal AP. (antes do presente), onde o presente é o ano de
1950.
A figura 5 a seguir esquematiza a formação do radioisótopo e sua
incorporação no meio biótico:
35
Figura 5. Produção e distribuição do radioisótopo 14C. Fonte: GORITZ, (2008)
5.3.2.4 Análise de pigmentos sedimentares
Plantas e outros organismos autótrofos desenvolveram tipos de lipídios, os
pigmentos, cuja função é participar no mecanismo de obtenção de energia desses
seres, a fotossíntese. Após a morte desses organismos, esses pigmentos passam a
sofrer degradação ao longo da coluna d'água e, após sua incorporação no
sedimento, diagênese (MEYERS; ISHIWATARI, 1993).
A caracterização de pigmentos sedimentares em um lago pode fornecer
informações sobre flutuações em seu nível trófico (HANDA, 1975; HYODO et al.,
2008), estudos de paleo-pH, pressões antrópicas e determinar aportes de matéria
orgânica alóctone e autóctone (CASTAÑEDA; SCHOUTEN, 2011; HANDA, 1975;
SWAIN, 1985).
36
Em sistemas lacustres, as principais fontes de pigmentos são comunidades
bentônicas de algas e microorganismos, macrófitas aquáticas e material de plantas
superiores de seus arredores, que vêm carreadas por chuvas ou ventos
(CASTAÑEDA; SCHOUTEN, 2011). Em geral, lagos com uma maior produtividade
primária possuem mais compostos pigmentares em seus sedimentos (HANDA,
1975; MEYERS; ISHIWATARI, 1993).
A distribuição estratigráfica de sub-produtos da degradação desses pigmentos
também pode fornecer estimativas de fitopopulações passadas bem como
informações sobre processos deposicionais e condições ambientais no momento de
sua deposição (WETZEL, 2001). Assim, apesar destes compostos serem altamente
reativos no ambiente (principalmente na zona fótica), pigmentos sedimentares ainda
podem servir como marcadores orgânicos para condições de até milhares de anos
atrás (MEYERS; ISHIWATARI, 1993).
Em um trabalho realizado no lago Pretty, nos Estados Unidos, os autores
relacionaram picos de unidades de derivados de pigmentos sedimentares (SPDU)
com a produtividade primária do lago bem como com parâmetros ambientais que
poderiam influenciar sua deposição. A datação com 14C determinou uma idade de 14
ka para o testemunho, e nesse período as SPDU se correlacionaram bem com os
outros índices paleolimnológicos de produtividade (WETZEL, 1970). Este estudo
mostra que, quando interpretados em conjunto com outros marcadores e levando-se
em conta seu grau de degradação, pigmentos sedimentares podem ser utilizados
para discussões da ontogenia de um lago mesmo em escalas milenares.
5.3.3 Caracterização paleohidrológica
Variações em tamanhos de grãos refletem a dinâmica hidrológica de um
ambiente e seus processos associados de transporte sedimentar (SUGUIO, 2003).
Em sistemas lacustres, tamanhos de partículas estão relacionados principalmente
com a turbulência do fluxo e com a proximidade da margem. Desta forma, grãos
maiores indicam um ambiente com condições energéticas mais elevadas, enquanto
partículas menores mostram um ambiente deposicional com baixa energia. A relação
37
de tamanho do grão com seu transporte ou deposição pode ser observada no
diagrama de Hjülstrom, representado abaixo (fig. 6):
Figura 6. Diagrama de Hjülstrom, relacionando tamanho de partícula evelocidade de fluxo. Grãos maiores, como seixos (>100mm) só serãotransportados em ambientes com correntes fortes (>100 cm/s). Fonte:Earle (2014).
A dinâmica hidrológica de um sistema é influenciada pelo clima, assim,
alterações nessa dinâmica de rios e lagos podem refletir mudanças climáticas locais
e regionais, que podem ser estudadas através dos registros sedimentares destes
ambientes (SUGUIO; BIGARELLA, 1979). Desta forma, a variação do tamanho das
partículas ao longo do tempo pode sugerir condições hidrodinâmicas, com um
aumento do tamanho de grãos em períodos secos (e.g. ALIN; COHEN, 2003;
STAGER et al., 2018) enquanto uma redução de tamanho pode refletir períodos
mais úmidos, de baixa energia.
O estudo das condições paleohidrológicas de um ambiente lacustre, através,
por exemplo, de análise de granulometria, ajuda na caracterização das condições
climáticas que influenciaram seu sistema de drenagem.
38
6 ÁREA DE ESTUDO
O município de Sinop, localizado no norte do estado do Mato Grosso, às
margens da BR-163, foi fundado pela Sociedade imobiliária do noroeste do Paraná
com o objetivo de cultivar café, que logo deu lugar à extração e beneficiamento de
madeira (ARAÚJO, 2008).
O lago Barro Preto é um lago tropical (com estratificação térmica normal), em
crescente (ou ferradura), localizado no município de Sinop, MT (coordenadas: 55°
29' 54” W e 11° 52' 23” S). Foi formado a partir do abandono de um meandro do Rio
Teles Pires, um dos principais afluentes do Rio Tapajós. O lago está inserido em um
contexto de intenso uso da terra, com atividades de agricultura e pecuária ao redor
do lago, como podemos ver na figura 7.
Figura 7. Localização do município de Sinop e do lago Barro Preto. O ponto vermelho no lagoindica o local de coleta do testemunho BP1502.
39
6.1 SISTEMAS DE “OXBOW LAKES”
Lagos de Ferradura, Meandros ou “Oxbow” (no inglês), como são chamados,
são formados pela erosão e deposição de sedimentos nas margens de rios
sinuosos, conforme ilustrado na figura 8. A sinuosidade do rio se dá quando este já
atingiu seu nível de base (ponto abaixo do qual não há mais erosão de águas
correntes). Os meandros abandonados, chamados de “sacados” na região
Amazônica, são comuns nesta região e no Pantanal Mato-grossense (ESTEVES,
1998).
Figura 8. Processo de isolamento do meandro e consequente formação de umlado de ferradura. Adaptado de: Esteves (1998).
A formação deste tipo comum de lago dá-se da seguinte maneira: a erosão
das margens na área da curva, pela força das águas do rio, vai progressivamente
diminuindo a região de terra no meio da “ferradura”. Durante as frequentes cheias da
região amazônica, o rio acaba passando por cima dessa região de terra, unindo as
duas margens sem passar pelo meandro. Com o tempo e a intensificação desses
dois processos, o meandro acaba por se separar do rio parental, formando um lago,
40
que ainda pode receber contribuição do rio durante eventos de alagamento
(CHRISTOFOLETTI, 1981; ESTEVES, 1998).
Rios com canais meândricos são dominantes tanto em área quanto
comprimento, sua rede contribuindo com 16 % das águas superficiais da Amazônia
Ocidental. Condizentemente, a densidade de lagos do tipo Ferradura também é
maior que outros tipos de lagos. Somando estes com corredores fluviais e
“backchannels”, ocupam 16,7 % da área terrestre da Amazônia Ocidental
(TOIVONEN; MÄKI; KALLIOLA, 2007).
6.2 CLIMATOLOGIA
De acordo com a classificação climática de Köppen-Geiger, o município de
Sinop se insere dentro da área Aw, ou seja, clima tropical semi-úmido. Este clima é
caracterizado por um inverno seco e um verão úmido, associado à presença da
ZCIT sobre a região e elevadas temperaturas anuais.
Foi feita a climatologia do acumulado anual de precipitação entre os anos de
1981 a 2010, utilizando a base de dados CHIRPS (FUNK et al., 2015), conforme
mostrado na figura 9.
41
Figura 9. Climatologia do acumulado anual de precipitação. Ponto roxoindica o lago estudado. Base de dados utilizada: CHIRPS.
Sinop possui uma temperatura media de 25°C e uma precipitação média de
1.818 mm por ano. O mês mais seco é o mês de Julho, com uma média de 2 mm de
precipitação, e Fevereiro o mais chuvoso, com uma média de 309 mm (fig. 10).
42
Figura 10. Climograma do município de Sinop, MT, onde está localizado o Lago Barro Preto.Fonte: https://pt.climate-data.org/location/4077/.
6.3 GEOLOGIA
A área de estudo está inserida na Bacia dos Parecis, localizada no setor
sudoeste do Cráton Amazônico. A bacia ocupa uma área de 500.000 km², sendo
uma das maiores bacias intracratônicas brasileiras, datando do Paleozóico (BAHIA
et al., 2007). Sobreposta a esta, encontra-se a sub-bacia do Alto Xingu, de idade
Cenozóica. Seus sedimentos são pouco consolidados, constituídos de areia, silte e
argila, denominados Formação Ronuro (SCHOBBENHAUS et al., 1981). Esta
cobertura, que data do terciário/quaternário, foi formada durante a erosão da crosta
laterítica durante o Plioceno, depositando-se em depressão na área (LACERDA
FILHO, 2004).
Devido à presença fluvial, parte dos sedimentos da área está em constante
retrabalhamento, constituindo os depósitos aluvionares. Estes depósitos possuem
43
sedimentos argilo-síltico-arenosos e conglomeráticos datando do Holoceno
(LACERDA FILHO, 2004) (Fig. 11).
6.4 PEDOLOGIA
Três tipos de solo destacam-se dentro da área de estudo: Latossolos
vermelho-amarelos distróficos, Neossolos flúvicos distróficos e Neossolos
quartzarênicos (fig.12).
Latossolos são solos típicos de regiões equatoriais e tropicais, com estação
seca pronunciada, apresentando alto grau de intemperização. O tipo Vermelho
amarelo é caracterizado com um solo mineral, bem drenado, permeável e poroso.
Sua espessura varia de “profundo” a “muito profundo” (EMBRAPA, 2006).
Figura 11. Representação das características geológicas da área de estudo. Adaptado de: Bahia etal.. (2018).
44
Neossolos são solos recentes, que guardam características do material
originário, sendo definidos como solos pouco evoluídos e sem a presença de
horizonte diagnóstico. A classificação distrófica refere-se à baixa saturação por
bases (<50 %). Esse tipo de solo pode ocorrer em uma variedade de climas, e seu
material de origem também varia. Quando estes são sedimentos aluviais, o
Neossolo é dito “flúvico” (EMBRAPA, 2006).
6.5 VEGETAÇÃO
O lago estudado apresenta-se em uma área de Tensão Ecológica, definida
pelo IBAMA como uma justaposição (encraves) ou interpenetração (ecótonos) da
flora de duas regiões fitoecológicas (fig. 13). Ecótonos, por serem regiões formadas
Figura 12. Representação das características pedológicas da área de estudo. Adaptado de: Embrapa(2006).
45
por biomas fronteiriços, são ricos em diversidade, apresentando espécies de ambos
os biomas e, por vezes, endemismo (IBAMA, 2003). São áreas dinâmicas,
fortemente influenciadas por variações no clima. Desta forma, a expansão e retração
desses ecótonos pode representar indícios de condições paleoclimáticas (MAYLE;
POWER, 2008) e o entendimento dessa dinâmica pode ajudar a determinar a
fragilidade desses ecossistemas frente às atuais mudanças climáticas.
Dados de 2003 mostram que o ecótono formado pelos biomas Floresta
Amazônica/Cerrado representa 4,85 % do território brasileiro, estando em sua
maioria presente no arco do desmatamento amazônico (IBAMA, 2003). São regiões
que estão sendo reduzidas devido ao avanço antrópico, sendo portanto um dos tipos
de fitoregiões mais ameaçados do estado do MT (ALENCAR et al. 2004).
Na área de estudo, três biomas se alternam e se misturam: Florestas
ombrófilas, Estacionais e Cerrado. Florestas ombrófilas são características de climas
úmidos, com temperaturas médias entre 22° C e 25° C. Nos terraços fluviais e
tabuleiros terciários da Amazônia, caracteriza-se por árvores de grande porte, com
gêneros como Havea, Bertholetia e Dinizia. Em sua fisionomia aberta, conta com
árvores mais espaçadas e uma transição para outros tipos de vegetação. No caso
da área de estudo, essa transição se dá para Florestas Estacionais. Estas regiões
fitoecológicas diferem da anterior pela alternância entre períodos úmidos e secos.
Alguns gêneros incluem Tabebuia, Switenia e Paratecoma (IBGE, 2004). As
Savanas (ou Cerrado, no Brasil) são fitoregiões de vegetação gramíneo-lenhosa
baixa, e, na área de estudo, com presença de árvores espaçadas de pequeno a
médio porte.
Em Sinop, as famílias que mais contribuem para a riqueza da flora são:
Leguminosae, Annonaceae, Lauraceae, Euphorbiaceae, Burseraceae,
Cecropiaceae, Melastomataceae, Rubiaceae e Sapindaceae (ARAÚJO, 2008).
46
Figura 13. Representação dos biomas presentes na área de estudo e suas interações. Adaptado de:IBGE (2004).
47
7 METODOLOGIA
7.1 COLETA, ABERTURA E ESTRATIGRAFIA
O testemunho BP1502 foi coletado em março de 2015, no lago Barro Preto,
localizado no Município de de Sinop, Mato Grosso. As coordenadas do ponto de
coleta são 55° 29' 54”W e 11° 52' 23” S. A coleta foi feita através de um sistema vibro
testemunhador com tubos de alumínio de 7,5 cm de diâmetro em campanha
realizada em maio de 2015. O testemunho coletado possui 3,85 m, tendo sido
cortado em dois para facilidade de locomoção. Estes ficaram embalados em abrigo
de sol e calor excessivo até o momento de abertura.
Para a abertura foi utilizada uma serra circular. Uma das metades do
testemunho foi separada, enquanto na outra procedeu-se com o fatiamento a cada 1
cm. Uma canaleta de dimensões conhecidas foi também introduzida na metade que
seria fatiada para a separação de alíquotas para a análise de densidade e teor de
água.
As características de cor e textura do perfil foram anotadas de acordo com as
referências da tabela de Munsell para solos (MUNSELL, 1992). A figura 14 ilustra os
dois cortes do perfil e a área de coleta.
48
7.2 CARACTERIZAÇÃO FÍSICA E MINERALÓGICA DOS SEDIMENTOS
7.2.1 Densidade e teor d’água
Para a análise de densidade e teor d'água do material, alíquotas de um
volume conhecido de 1,5 cm x 1,5 cm foram pesadas, suas massas anotadas
(úmidos), e colocadas na estufa onde permaneceram até sua massa estabilizar.
Após a estabilização, a massa seca foi anotada e foram utilizadas as seguintes
fórmulas para os cálculos de densidade e teor d'água:
Figura 14. Localização do Lago Barro Preto, no município de Sinop (MT), e perfil sedimentar BP1502.
49
7.2.1.1 Teor d'água:
[(Massa úmida - Massa seca) * 100] / Massa úmida
7.2.1.2 Densidade:
Massa seca / [Massa úmida/(1,5 * 1,5)]
Onde 1,5 x 1,5 são as dimensões da cubeta utilizada
7.2.2 Granulometria
Para o pré-tratamento, as amostras úmidas foram separadas a cada 2 cm, em
tubos falcon, e procedeu-se com a remoção da matéria orgânica através de ataque
com peróxido de hidrogênio em chapa aquecedora a 60° C até não ser observada
mais reação. Em seguida, adicionou-se hetamexafosfato de sódio a uma
concentração de 40 mg/l nos tubos falcon. Este reagente é um agente dispersante
químico utilizado para evitar que as partículas que compõem a amostra se
aglomerem. As amostras foram deixadas em mesa agitadora por 24 h para realizar a
dispersão física das partículas antes de serem analisadas no granulômetro.
Para a análise granulométrica foi utilizado o granulômetro a laser Cilas
modelo 1064, presente no laboratório de Sedimentologia da Universidade Federal
Fluminense. Foi gerado um gráfico com a classificação granulométrica (silte, areia e
argila) com o auxílio do programa GRADISTAT, disponível no endereço eletrônico
http://www.kpal.co.uk/gradistat.htm (BLOTT, 2000).
50
7.3 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA
7.3.1 Análise de pigmentos sedimentares
69 alíquotas de 1 g úmidas, previamente congeladas em ultra-freezer, tiveram
seus pigmentos extraídos com 10 ml de acetona 90 % em tubos falcon cobertos com
papel alumínio, para evitar a reação destes com a luz. As amostras foram agitadas e
centrifugadas, tendo seus sobrenadantes reservados. Esse processo foi repetido
três vezes, assim, o sobrenadante final apresentou um volume de 30 ml (resultante
das três repetições). Em seguida, a leitura dos pigmentos sedimentares presentes
no sobrenadante final foi realizada em um espectrofotômetro de varredura no
intervalo de 350 a 800 nm, que encontra-se no Laboratório de Geoquímica Orgânica
do departamento de Geoquímica da UFF.
Como pode haver interferência de compostos que contribuem para picos de
absorbância na faixa desejada, uma correção de background é necessária. Para
essa correção, foi feita uma linha base entre 500 nm e 800 nm, que foi subtraída dos
picos encontrados (WETZEL, 1970) (fig. 15).
Figura 15. Gráfico espectral de absorbância de clorofila, evidenciando o cálculo feito para a correçãode background. Fonte: Cordeiro (1995).
51
O resultado é expresso em termos de unidades arbitrárias, uma vez que o as
massas atômicas dos produtos da degradação da clorofila são desconhecidas.
Desta forma, as concentrações de pigmentos serão expressas como Unidades de
Derivados de Pigmentos Sedimentares (SPDU) por grama de matéria orgânica
(VALLENTYNE, 1955). Uma SPDU é igual a uma absorbância de 1,0 em uma célula
de 10 cm em 100 ml de solvente para 1,0 g de matéria orgânica (CORDEIRO, 1995).
7.3.2 Análises isotópicas e elementares de Carbono e Nitrogênio
Primeiramente, foi averiguada a presença de carbono inorgânico na forma de
carbonato, através de análise no instrumento TOC. Foram analisadas 20 amostras
de diferentes profundidades, em duplicata. Não houve detecção de carbonato de
acordo com os limites do método.
Em seguida, 97 alíquotas de sedimento seco macerado, de diferentes
profundidades, foram deixadas em estufa por pelo menos 24 h e então pesadas em
cápsulas de estanho. A massa amostral foi escolhida de acordo com a estimativa da
quantidade de carbono ao longo do perfil, assim amostras até 100 cm tiveram 25-30
g pesados, enquanto amostras mais profundas (>100 cm) tiveram entre 35-40 g.
As amostras sedimentares encapsuladas foram enviadas para análise em
analisador elementar PDZ Europa ANCA-GSL com interface para um espectrômetro
de massa de razão isotópica PDZ Europa 20-20 (Laboratoire de Mesure du Carbone
14, Paris, França).
7.4 GEOCRONOLOGIA
7.4.1 Datação com 14C
Oito pontos ao longo do perfil BP1502 foram escolhidos para a geocronologia.
As amostras foram secas em estufa a 60° C e homogeneizadas em graal de ágata.
Em seguida 3 delas foram enviadas para o Laboratoire de Mesures Carbone 14,
Bondy, França, onde foram analisadas em um Espectrômetro de Massa com
Aceleradores. As outras 5 tendo sido enviadas para o laboratório da International
52
Chemical Analysis Inc., Miami, Estados Unidos da América. O pré-tratamento de
ambos os laboratórios incluiu a adição de HCl para a remoção do carbono
inorgânico das amostras. A Tabela 1 abaixo relaciona a profundidade, a referência da
amostra e sua respectiva datação.
Tabela 1. Amostras datadas com suas respectivas referências de laboratório eidades calibradas
Profundidade (cm) Referência da amostra Datação (cal AP.)
10 ICA-17OS/1069 412 ± 131
20 SacA49819 485 ± 103,5
57 SacA49820 692 ± 63
70 ICA-17OS/1070 817 ± 77
150 ICA-18OS/0401 1380 ± 113
230 SacA49821 1695 ± 113,5
300 ICA-18OS/0402 2088 ± 142
360 ICA-17OS/1071 2486 ± 220
As idades foram calibradas para anos cal AP. (antes do presente) através do
software OxCal 4.3, disponível no site: https://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal/OxCal.html. A
curva escolhida para a calibração foi a ShCal 13, pois é a curva mais atual para o
Hemisfério Sul (HOGG et al., 2013). A representação do modelo cronológico, bem
como a estimativa da taxa de sedimentação, foram geradas a partir do modelo
CLAM (BLAAUW, 2010).
7.4.1.1 Taxa de sedimentação
Para o cálculo da taxa de sedimentação do perfil, foi feita uma estimativa da
quantidade de material depositado por ano (com os dados de radiocarbono), através
da razão entre duas profundidades sucessivas e suas respectivas idades pelo
modelo CLAM. A taxa de sedimentação é expressa em cm/ano.
53
7.5 ANÁLISES MICROSCÓPICAS
7.5.1 Análise de elementos microscópicos
Lâminas foram preparadas para 12 pontos escolhidos do testemunho a partir
do esfregaço de alíquotas de amostra úmida em uma gota de água sobre a lâmina.
Antes das lâminas serem analisadas por microscopia, esperou-se o material secar.
A análise de elementos microscópicos considerou os seguintes parâmetros a
serem contabilizados: matéria orgânica opaca (MO-O), matéria orgânica
avermelhada (MO-A), matéria orgânica acinzentada (MO-Ac), lignocelulose
transparente (Lc-T), lignocelulose opaca (Lc-O), quartzos (Q), diatomáceas (D),
espículas (E), carvões (C) e outros elementos (OE). A contabilidade desses
parâmetros foi feita a partir da malha quadriculada presente na ocular do
microscópio óptico. Para uma mesma lâmina, fazia-se a contagem de elementos em
trinta e cinco campos pela superfície amostral. A escolha dos campos foi aleatória.
Suas concentrações foram expressas em porcentagem do total de elementos
contabilizados por lâmina. A chave dos elementos analisados está representada
abaixo (fig.16).
54
Figura 16. Chave para a identificação de elementos microscópicos. 1. Diatomáceas; 2. Partículas decarvão; 3.Espícula; 4. Lignocelulose opaca; 5. Lignocelulose transparente; 6.a. Matéria orgânicaacinzentada, b. matéria orgânica opaca, c. matéria orgânica avermelhada; 7. Quartzos.
55
7.5.2 Análise de micropartículas de carvão
Alíquotas úmidas foram separadas a cada 4 cm e colocadas em tubos falcon.
Realizou-se extração alcalina dos ácidos úmicos (CORDEIRO, 1995), utilizando uma
solução de NaOH 20 %. A extração foi realizada até o sobrenadante encontrar-se
transparente. Em seguida, as amostras foram filtradas em filtros de acetato de
celulose Millipore em duplicata, secos em estufa e seus pesos, uma vez
estabilizados, anotados.
Em seguida, os filtros foram dissolvidos em lâminas de acrílico através da
adição de Acetato de Etila. As lâminas foram então analisadas em microscópio
óptico para a contagem das micropartículas de carvão. Para cada lâmina, foram
realizadas 10 contagens. As partículas eram visualizadas através do sorftware IMAQ
Vision Builder e suas características de área e formato anotadas.
7.6 SUMÁRIO DAS ANÁLISES REALIZADAS
A tabela 2 abaixo representa todas as análises realizadas neste trabalho, com
seu respectivo número amostral e pré tratamento aplicado.
Tabela 2. Resumo das análises realizadas no testemunho BP1502
Análise Número amostral
Densidade 384
Teor de água 384
Granulometria 192
Pigmentos sedimentares 69
Razão elementar C/N 97
Isótopo de Carbono 97
Isótopo de Nitrogênio 97
Datação radiocarbônica 8
Elementos microscópicos 12
Micropartículas de carvão 94
56
8 RESULTADOS
8.1 SEDIMENTOLOGIA
8.1.1 Descrição do testemunho
O testemunho BP1502 possui um comprimento total de 3,84 m e sua
estratigrafia foi descrita de acordo com a tabela de Munsell, como representado pela
figura 17. Não foram encontrados restos vegetais ou bioturbação no testemunho.
Entre 176 e 208 cm a estratigrafia apresentou coloração marrom escuro, de
acordo com a tabela de Munsell. Essa unidade continha sedimento ligeiramente
mais arenoso e seco do que o resto do perfil.
Entre 175 cm e 375 cm, a textura caracteriza-se por ser argilosa, com cor
cinza muito escuro. Ao longo desta secção, foi possível observar algumas
laminações de cor verde-oliva nas profundidades 215 cm, 329 cm, 348 cm e 366 cm.
Entre 50 cm a 175 cm a estratigrafia caracteriza-se por sedimentos argilosos muito
escuros, apresentando textura homogênea. O topo do perfil, de 0 cm a 50 cm,
apresentou, segundo a tabela de Munsell, cor marrom muito escuro acinzentado. A
tabela 3 abaixo resume as características litológicas encontradas.
Tabela 3. Descrição da estratigrafia do testemunho BP1502
Seção (cm) Caracterização do
sedimento
Cor Código da
cor
0 – 50 Argiloso Marrom acinzentado
muito escuro
10YR 3/2
50 – 175 Argiloso Argila muito escura 5Y 3/1
175 – 375 Argiloso Cinza muito escuro 10YR 3/1
Laminações em 215, 329, 348 e
366
Argiloso Verde-oliva 2.5Y 4/3
375 – 384 Arenoso Marrom escuro 10YR 3/3
57
A determinação de fases sedimentares ao longo do testemunho foi feita a
partir de uma análise de Cluster das variáveis analisadas. Foram determinadas cinco
fases, como expresso na tabela 4 abaixo.
Tabela 4. Determinação de fases do testemunho BP1502
Fase Seção (cm) Idade (anos cal AP.)
I 0 – 34 0 – 600
II 34 – 120 600 – 1.300
III 120 – 202 1.300 – 1.600
IV 202 – 312 1.600 – 2.245
V 312 – 384 2.245 – 3.100
Figura 17. Descrição das unidades estratigráficasdo testemunho BP1502 com base na tabela deMunsell.
58
8.1.2 Geocronologia
As idades obtidas a partir da datação de oito amostras do testemunho
BP1502 foram calibradas através da curva de calibração SHCal13 (HOGG et al.,
2013). Para a determinação do modelo cronológico foi utilizado o software CLAM
(BLAAUW, 2010), como pode ser visto na figura 18. A base do perfil apresentou uma
idade de 3.100 anos cal AP., marcando o início do Holoceno Superior.
A fase V é compreendida entre 2.245 e 3.100 anos cal AP. A fase IV insere-se
no período entre 2.245 e 1.600 anos cal AP. A fase III de 1.600 a 1.300 anos cal AP.
A fase II compreende o período entre 1.300 e 600 anos cal AP.. A fase I insere-se
entre 890 e 0 anos cal AP.. As amostras datadas com suas respectivas idades e
intervalos de confiança podem ser observados na tabela 5. A taxa de sedimentação
do testemunho variou conforme pode ser observado na figura 18. Durante a fase V,
a taxa de sedimentação apresentou valor médio de c. 0,08 cm/ano. Na fase IV esta
taxa aumentou, chegando ao valor médio de 0,33 cm/ano. A maior sedimentação foi
durante a fase III, com uma taxa média de c. 0,63 cm/ano. A média da fase II foi de
0,14 cm/ano e da fase I de 0,13 cm/ano.
Tabela 5. Amostras datadas e calibradas para anos cal AP.
Código do
laboratório
Profundidade
(cm)
Idade 14C Idade calibrada
(anos cal AP.)
Intervalo de
confiança (95%)
ICA-17OS/1069 10 50 ± 30 110 28 - 251
SacA49819 20 520 ± 30 540 509 - 622
SacA49820 57 750 ± 30 690 663 - 728
ICA-17OS/1070 70 990 ± 30 890 805 - 956
ICA-18OS/0401 150 1660 ± 30 1560 1447 - 1617
SacA49821 230 1735 ± 30 1650 1572 - 1714
ICA-18OS/0402 300 2120 ± 30 2100 2010 - 2282
ICA-17OS/1071 360 2730 ±30 2820 2768 - 2913
59
8.1.3 Densidade aparente e Teor de água
A densidade aparente na fase V apresentou valores com máximo de 1,72
g/cm³, mínimo de 1,00 g/cm³ e valor médio de 1,25 g/cm³. É nessa fase onde seu
valor máximo ao longo do perfil pode se encontrado. Durante a fase IV, seu valor
máximo foi de 0,99 g/cm³, mínimo de 0,79 g/cm³ e médio de 0,90 g/cm³. A fase III
apresentou um valor máximo foi de 1,14 g/cm³, mínimo de 0,65 g/cm³ e médio de
0,87 g/cm³. O valor máximo encontrado na fase II foi de 1,17 g/cm³, com mínimo de
0,65 g/cm³ e média de 0,82 g/cm³. A fase I mostra valores máximo de 0,85 g/cm³,
mínimo de 0,65 g/cm³ e médio de 0,77 g/cm³ (tabela 6).
O teor de água da fase V apresentou valor médio 44,37 %, oscilando entre
23,61 % e 55,65 %. A fase IV apresentou valor médio de 64,70 %, oscilando entre
Figura 18. Geocronologia do testemunho BP1502. A linha pontilhada vermelha representaa taxa de sedimentação do perfil, enquanto as pontilhadas cinzas representam valores deidades máxima e mínima, enquanto a linha preta representa a melhor idade estimada. Ospontos verdes são as amostras datadas, com seus respectivos erros.
60
56,20 % e 59,90 %. Durante a fase III a média do teor de água foi de 49,39 %, com
valor máximo e mínimo de 71,09 % e 49,39 %, respectivamente. A fase II apresentou
média de 63,61 %, um mínimo de 48,19 % e máximo de 71,12 %. A fase I
apresentou média de 65,64 % e valores mínimo e máximo de 62,08 % e de 68,33 %,
respectivamente. Esses resultados estão sumarizados na tabela 6 e representados
na figura 19.
Teor de água (%)20 40 60
Profu
ndida
de (c
m)
0
50
100
150
200
250
300
350
Densidade aparente (g/cm3)
0,8 1,2 1,6
110540
690890
1560
1650
2100
2820
Idad
e (a
nos c
al A.P
)
I
II
III
IV
V
Fas
es d
e se
dim
enta
ção
Figura 19. Valores de teor de água e densidade aparente do perfil BP1502 contra suaprofundidade, apresentando suas fases demarcadas e as datações realizadas.
61
Tabela 6. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetrosdensidade e teor de água do testemunho BP1502
Fase Profundidade (cm) Densidade (g/cm³) Teor de água (%)
V 312 - 384 Máx.
Méd.
Mín.
1,72
1,25
1,00
55,65
44,37
23,61
IV 202 - 312 Máx.
Méd.
Mín.
0,99
0,90
0,79
64,70
59,90
56,20
III 120 - 202 Máx.
Méd.
Mín.
1,14
0,87
0,65
71,09
61,42
49,39
II 34 - 120 Máx.
Méd.
Mín.
1,17
0,82
0,65
71,12
63,61
48,19
I 0 - 34 Máx.
Méd.
Mín.
0.85
0,77
0,65
68,33
65,64
62,08
8.1.4 Granulometria
O perfil BP1502 apresentou granulometria silto-argilosa, com as frações mais
grossas presentes em maior proporção na base do testemunho. A comparação entre
as respostas das frações Argila + silte muito fino (ASMF) e silte médio permite
discriminar a variação de energia do sistema, visto que essas duas frações são
inversamente proporcionais e responsáveis pelas maiores variações ao longo do
perfil (figura 20).
Durante a fase V, os valores médios de silte grosso e médio foram de 6,04 %,
21,91 %, respectivamente; enquanto silte fino teve média de 24,37 % e ASFM
apresentou média de 47,35 %. Os valores médios para a fase IV de silte grosso e
médio foram, respectivamente, 2,96 % e 18,96 %. As médias para as frações mais
finas foram de 23,11 % para silte fino e de 54,61 % para ASMF. Para a fase III, as
médias de silte médio e grosso foram de 22,68 % e 3,65 %, respectivamente,
enquanto a média de ASMF foi de 51,97 % e silte fino de 21,68 %. Durante a fase II,
62
a granulometria apresentou uma média de 16,70 % para o silte médio e de 2,69 %
para o silte grosso contra médias para ASMF de 58,60 % e de 22,01 % para o silte
fino. A fase I mostrou médias de 3,28 % e 18,81 % para silte grosso e médio,
respectivamente, e de 56,31 % para ASMF e 21,60 % para silte fino. Os valores para
cada fase podem ser encontrados na tabela 7.
Argila + SMF (%)
30 35 40 45 50 55 60 65 70Profu
ndida
de (c
m)
0
50
100
150
200
250
300
350
Silte fino (%)
15 20 25 30
Silte médio (%)
10 15 20 25 30
Silte grosso (%)
0 5 10 15 20
I
II
III
IV
V
110540
690890
1560
1650
2100
2820
Idad
e (a
nos c
al A.P
)
Figura 20. Contribuição relativa das frações granulométricas ao longo do perfil BP1502.
63
Tabela 7. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para a granulometria dotestemunho BP1502
Fase Profundidade (cm) Argila + silte
muito fino (%)
Silte fino
(%)
Silte médio
(%)
Silte grosso
(%)
V 312 - 384 Máx.
Méd.
Mín.
56,28
47,35
35,64
28,12
24,37
19,06
24,77
21,91
16,67
17,95
6,04
0,00
IV 202 - 312 Máx.
Méd.
Mín.
61,17
54,61
47,24
27,05
23,11
19,58
25,60
18,96
14,34
13,09
2,96
0,42
III 120 - 202 Máx.
Méd.
Mín.
59,42
51,97
44,01
24,73
21,68
16,81
29,44
22,68
16,45
10,31
3,65
0,40
II 34 - 120 Máx.
Méd.
Mín.
64,60
58,60
49,05
25,02
22,01
18,32
27,61
16,70
10,39
5,20
2,69
0,00
I 0 - 34 Máx.
Méd.
Mín.
60,65
56,31
49,56
23,14
21,60
18,46
25,89
18,81
14,93
6,10
3,28
0,91
8.2 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA
8.2.1 Análises elementares de Carbono e Nitrogênio
Para o carbono orgânico total (COT), na fase V a média foi de 1,56 %, com
valores de máximo e mínimo de 1,77 % e 1,20 %, respectivamente. Na fase IV, o
valor médio foi de 2,49 %, oscilando entre 3,26 % e 2,11 %. A fase III apresentou
valor médio de 2,97 %, com valor mínimo de 2,42 % chegando ao máximo de 3,62
%. Na fase II, a média foi de 4,02 %, máximo de 4,31 % e mínimo de 3,62 %.
Durante a fase I houve um aumento, resultando em valores máximo de 5,68 %,
médio de 4,81 % e mínimo de 3,83 %, como representado pela figura 21.
Na fase V os valores de Nitrogênio total (NT) apresentaram média de 0,11%,
oscilando entre 0,15 % e 0,08 %. A fase IV apresentou valor médio de 0,21%,
variando entre 0,28 e 0,18 %. Na fase III os valores de NT apresentaram valor médio
64
de 0,25%, oscilando entre 0,31 % e 0,2 % A fase II apresentou média de 0,33 %, e
valores máximo e mínimo de 0,35 e 0,31 %, respectivamente. A fase I apresentou
média de 0,42%, máximo de 0,51 e mínimo de 0,34% (tabela 8).
Durante a fase V, a razão C/N apresentou um valor médio de 13,72, com
máximo de 16,64 e mínimo de 12,05. Na fase IV sua média foi de 11,95, oscilando
entre 12,7 e 11,46. A fase III apresentou média de 11,96, com máximo e mínimo de
12,55 e 11,26, respectivamente. Na fase II a média foi de 12,00, com valores entre
12,50 e 11,42. A fase I teve valor médio de 11,39, oscilando entre 11,82 e 10,80.
(tabela 8).
Tabela 8. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetrosorgânicos
Fase Profundidade
(cm)
COT (%) NT (%) C/N δ13C (‰) δ15N (‰)
V 312 - 384 Máx.
Méd.
Mín.
1,77
1,56
1,21
0,15
0,11
0,08
16,64
13,72
12,05
-22,97
-24,40
-26,50
7,29
6,21
4,64
IV 202 - 312 Máx.
Méd.
Mín.
3,26
2,49
2,11
0,28
0,21
0,18
12,70
11,95
11,46
-28,29
-29,51
-31,39
4,36
2,94
1,27
III 120 - 202 Máx.
Méd.
Mín.
3,62
2,97
2,42
0,31
0,25
0,20
12,55
11,96
11,26
-29,24
-30,42
-31,67
2,26
0,94
0,18
II 34 - 120 Máx.
Méd.
Mín.
4,31
4,02
3,62
0,35
0,33
0,31
12,50
12,00
11,42
-31,56
-32,09
-32,44
1,81
0,90
0,30
I 0 - 34 Máx.
Méd.
Mín.
5,68
4,81
3,83
0,51
0,42
0,34
11,82
11,39
10,80
-32,07
-33,01
-33,65
2,11
1,49
1,16
65
COT (%)
1 2 3 4 5 6Profu
ndida
de (c
m)
0
50
100
150
200
250
300
350
Razão C/N
11 12 13 14 15 16 17
13C (‰)
-34 -32 -30 -28 -26 -24 -22
15N (‰)
0 2 4 6
Pigmentos sedimentares (SPDU)
0 2 4 6 8
I
II
III
IV
V
Fas
es d
e s
edim
enta
ção
110540
690890
1560
1650
2100
2820
Idad
e (a
nos c
al A.P
)
Figura 21. Parâmetros orgânicos por profundidade e com os pontos datados. Fases indicadas pela coluna a direita.
66
8.2.2 Análises isotópicas de Carbono e Nitrogênio
Na fase V, a composição isotópica do carbono apresentou máximo de -22,97
‰, mínimo de -26,50‰ e uma média de -24,4 ‰ (figura 21). Durante a fase IV, a
média foi de -29,51 ‰, oscilando entre -28,29 ‰ e -31,39 ‰. Na fase III, o valor
médio foi de -30,42 ‰, com máximo e mínimo de -29,24 ‰ e -31,67 ‰,
respectivamente. A fase II apresentou uma média de -32,09 ‰, máximo de -31,56 ‰
e mínimo de -32,44 ‰. Durante a fase I os chegaram a uma média de -33,01 ‰,
máximo de -32,07 ‰ e mínimo de -33,65 ‰ (tabela 8).
Os resultados isotópicos do nitrogênio mostram uma fase V com média de
6,21 ‰, máximo de 7,29 ‰ e mínimo de 4,64 ‰ (figura 21). A fase IV apresenta
média de 2,94 ‰ e varia entre 4,36 ‰ e 1,27 ‰. Na fase III a média é de 0,94 ‰
com valor máximo de 2,26 ‰ e mínimo chegando a 0,18 ‰. Durante a fase II, a
média fica em 0,90 ‰, variando entre 1,81 ‰ e 0,30 ‰. A fase I apresentou uma
média de 1,49 ‰ com valor máximo de 2,11 ‰ e mínimo de 1,16 ‰. Os valores de
δ15N e δ13C podem ser vistos na tabela 8 e na figura 25.
8.2.3 Análise de pigmentos sedimentares
Os pigmentos sedimentares podem ser observados na figura 21. A fase V
apresenta valore médio da concentração de pigmentos sedimentares igual a 1
SPDU, com um mínimo de 0,06 SPDU e máximo de 2,49 SPDU. Na fase IV pode ser
observado uma média de 3,94 SPDU, com valor máximo de 5,49 SPDU e mínimo de
2,17 SPDU. A fase III mostra valores médio, máximo e mínimo de, respectivamente,
3,65, 4,90 e 2,86 SPDU. Durante a fase II, a média é de 3,50 SPDU, oscilando entre
5,84 e 2,21 SPDU. Para a fase I, a média foi de 6,31 SPDU com valor máximo de
8,01 SPDU e mínimo de 5,33 SPDU, como pode ser observado na tabela 9.
67
Tabela 9. Valores de máximo, média e mínimo para a análise de pigmentossedimentares
Fase Profundidade (cm) Pigmentos
sedimentares (SPDU)
V 312 - 384 Máx.
Méd.
Mín.
2,49
1,00
0,06
IV 202 - 312 Máx.
Méd.
Mín.
5,49
3,94
2,17
III 120 - 202 Máx.
Méd.
Mín.
4,90
3,65
2,86
II 34 - 120 Máx.
Méd.
Mín.
5,84
3,50
2,21
I 0 - 34 Máx.
Méd.
Mín.
8,01
6,31
5,33
8.3 ANÁLISES MICROSCÓPICAS
8.3.1 Análise de elementos microscópicos
A análise qualitativa dos elementos microscópicos escolhidos é apresentada
por meio de histogramas de frequência (fig. 22). Pode ser observado que o número
de diatomáceas na fase V foi o menor registrado, crescendo na fase III até chegar a
um valor máximo na fase II de 37,6 %. Na fase I esse valor chega a 13,3 %. Já para
carvões, a maior frequência foi encontrada na fase V, com média de 15,5 %, assim
como para quartzos, com média de 60%. O registro de micropartículas de carvão foi
melhor avaliado através da técnica apresentada no tópico 8.3.2.
A MO-A apresentou no geral uma tendência de aumento, chegando a um
valor máximo de 43,7 % na fase I. A matéria orgânica acinzentada e opaca se
68
comportaram de forma similar, atingindo valores máximos na fase II de 10,5 % e 7,8
%, diminuindo em seguida. A LC-T mostra uma pequena tendência de diminuição,
com os maiores valores registrados nas fases IV e V. A LC-O, por sua vez, apresenta
um aumento a 57 cm, com 3,3 %. As espículas mostram uma tendência de aumento,
registrando um valor máximo na fase I, com média de 4 % para esta fase.
Figura 22. Histograma cumulativo de frequência de contagem para aanálise de elementos microscópicos do testemunho BP1502. Onde:matéria orgânica opaca (MO-O), matéria orgânica avermelhada (MO-A),matéria orgânica acinzentada (MO-Ac), lignocelulose transparente (LC-T),lignocelulose opaca (LC-O), quartzos (Q), diatomáceas (D), espículas (E)e carvões (C).
69
8.3.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO
As médias para a quantidade de partículas de carvão para as fases V, IV, III, II
e I foram, respectivamente, 3,96 x 106, 5,45 x 106, 5,65 x 106, 7,20 x 106 e 4,82 x 106
nº partículas/g (figura 23).
O tamanho médio das partículas para a fase V apresentou uma média de
33,12 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m e 30,68 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m,
respectivamente. Durante a fase II, apresentou média de 20,83 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m. Na fase I o
tamanho das partículas chegou a um valor médio de 22,62 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m.
O fluxo de carvões durante a fase V apresentou uma média de 3,85 x 105
partículas/cm²ano. Na fase IV o valor médio foi de 1,46 x 106 partículas/cm²ano. A
média da fase III foi de 2,34 x 106 partículas/cm²ano. Durante a fase II o valor médio
foi de 9,40 x 105 partículas/cm²ano. A fase I apresentou uma média de 5,55 x 105
partículas/cm²ano. Estes valores estão representados na tabela 10.
70
Tabela 10. Valores médios, máximos e mínimos das análises de partículascarbonizadas do testemunho BP1502
Fase Profundidade
(cm)
Nº partículas
carbonizadas
Tamanho das
partículas ( μm)m)
Fluxo de
carvão
(partículas/c
m²ano)
V 312 - 384 Máx.
Méd.
Mín.
6,95 x 106
3,96 x 106
1,45 x 106
70,40
33,12
19,18
7,25 x 105
3,85 x 105
1,76 x 105
IV 202 - 312 Máx.
Méd.
Mín.
7,95 x 106
5,45 x 106
2,97 x 106
42,65
24,54
11,55
5,12 x 106
1,46 x 106
2,36 x 105
III 120 - 202 Máx.
Méd.
Mín.
8,00 x 106
5,65 x 106
2,63 x 106
73,38
30,68
18,91
4,77 x 106
2,34 x 106
3,71 x 105
II 34 - 120 Máx.
Méd.
Mín.
1,36 x 107
7,20 x 106
1,80 x 106
30,83
20,83
13,88
2,00 x 106
9,40 x 105
1,85 x 105
I 0 - 34 Máx.
Méd.
Mín.
7,32 x 107
4,82 x 106
2,79 x 106
69,22
22,62
12,49
1,27 x 106
5,55 x 105
6,37 x 104
71
microcarvoes x104/g
0 500 1000 1500Profu
ndid
ade
(cm
)
0
50
100
150
200
250
300
350
microcarvoes.cm2.ano x104
200 400 600
110540
690890
1560
1650
2100
2820
Idad
e (a
nos
cal A
.P)
I
II
III
IV
V
Fas
es d
e s
edim
enta
ção
Figura 23. Tamanho médio das partículas de carvão, fluxo de carvão e número departículas de carvão ao longo da profundidade para o testemunho BP1502. Fases edatações também estão expressas em colunas consecutivas à direita.
72
9 DISCUSSÃO
9.1 INTERPRETAÇÃO DAS FASES
O lago Barro Preto apresentou períodos de baixa sedimentação alternados
com um período de alta sedimentação, evidenciando um ambiente deposicional
sujeito a variações de hidrodinâmica ao longo do Holoceno superior. Essas
variações, em conjunto com a interpretação da origem da MO e processos pelos
quais esta passou, permite a reconstrução climática do paleoambiente.
A análise de cluster no perfil BP1502 permitiu a identificação de cinco fases
distintas de sedimentação, cobrindo os últimos 3.100 anos cal AP., que serão
discutidas a seguir. O resumo das principais características das fases pode ser
encontrado na tabela 11.
9.1.1 Fase V (Período: 3.100 a 2.245 Anos cal AP.)
A fase V compreende o período entre c. 3.100 e 2.245 anos cal AP., podendo
representar a transição entre o Holoceno médio e o Holoceno superior. Essa
transição marca a passagem de um clima mais seco para um mais úmido na
Amazônia, como discutido em diversos trabalhos (CORDEIRO et al., 1997;
SIFEDDINE et al., 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al., 2007; MOREIRA et al.,
2013; BUSH et al., 2007). Para o lago Barro Preto, do presente estudo, pôde-se
observar essa transição climática através de análise da geoquímica da matéria
orgânica, discutida a seguir.
A paleohidrodinâmica desta fase apresenta uma granulometria mais grossa
em comparação às outras fases, com porcentagens de silte grosso chegando a
17,95 %. A presença majoritária de quartzos nesta fase, assim como valores mais
elevados de densidade aparente e baixo teor de água do testemunho também
indicam a ocorrência de granulometria mais grossa durante este período. A maior
granulometria desta fase sugere maior hidrodinâmica do ambiente, o que seria
comum em climas mais secos devido ao aumento da frequência e intensidade de
73
eventos torrenciais erosivos (e.g. BARBOSA et al., 2004; COLINVAUX; OLIVEIRA;
BUSH, 2000). A elevada hidrodinâmica como consequência de uma maior
ocorrência de ventos torrenciais também é evidenciada pelos valores mais elevados
da razão C/N, que indica maior aporte de MO alóctone em detrimento de uma MO
autóctone de origem fitoplanctônica. A presença de MO-A e MO-O junto a elementos
lignocelulósicos e carvões também representa maior aporte de MO de origem
alóctone (SIFEDDINE et al., 1994), corroborando para a ocorrência de maior entrada
de material proveniente da bacia de drenagem. A prolongação de um período seco
pode levar a modificações na vegetação, com a substituição de florestas úmidas
(plantas C3) por vetegação C4 (como indicado pelo δ13C, discutido mais adiante). A
diminuição da cobertura vegetal aumenta o risco de erosão das margens do lago
(OCHOA et al., 2016). Desta forma, eventos de precipitação poderiam levar a uma
deposição abrupta de sedimentos.
Os baixos valores de COT encontrados nesta fase, unido aos baixos valores
de pigmentos sedimentares, indicam que os índices de produtividade lacustre
durante este período eram baixos, estando de acordo com os valores mais positivos
de δ13C, que representam uma assinatura isotópica com presença de plantas C4.
Estes dados indicam a ocorrência de um clima mais seco em relação ao resto do
testemunho, como pode ser visto nos diagrama Razão C/N versus δ13C e isotópico,
representados pelas figuras 24 e 25. Os dados observados através da análise
microscópica de sedimento bruto indicam baixa presença de espículas de esponjas
lacustres e diatomáceas durante esta fase, corroborando para a baixa produtividade
e, portanto, sugerindo um menor nível do lago (COSTA, 2006). Os baixos valores de
COT também podem representar condições oxidativas, que seriam mais fortes em
uma coluna d’água menor (BURBRIDGE; MAYLE; KILLEEN, 2004; TURCQ et al.,
2002), indicando que o nível do lago durante esta fase era mais baixo, característico
de climas mais secos.
Como a origem da MO é predominantemente terrestre os altos valores de
δ15N desta fase podem ser explicados por duas condições: (1) Altas taxas de
desnitrificação e (2) Ciclagem da MO. Apesar da (1) desnitrificação ser uma possível
explicação para altos valores de δ15N, aqui parece improvável devido às condições
74
oxidativas sugeridas pelas baixas concentrações de COT. Desta forma, os altos
valores de δ15N presentes nesta fase provavelmente são devidos à (2) Ciclagem da
MO, associado a um ambiente com baixa produtividade lacustre e a uma baixa taxa
de sedimentação (FINLAY et al., 2007). Já que a produtividade lacustre era baixa
neste período, atestado pelos baixos valores de pigmentos sedimentares, a baixa
disponibilidade de nutrientes favorece a ocorrência de uma maior ciclagem da MO,
explicando os valores mais elevados de δ15N encontrados nesse período.
A análise das relações estatísticas entre os parâmetros analisados no
material sedimentar do Lago Barro Preto, representada na tabela 11, corroboram
para as interpretações apresentadas. A forte correlação negativa do δ13C com COT e
com os pigmentos sedimentares sugere que o maior aporte de plantas C4 (maiores
valores de δ13C), que evidenciam condições climáticas mais secas, ocorrem em
períodos de baixa produtividade lacustre (sugerida por baixos valores de COT e de
pigmentos sedimentares). As fortes correlações negativas que a densidade
apresentou em relação ao COT e aos pigmentos sedimentares corroboram para as
interpretações paleohidrológicas apresentadas. Como o aumento da densidade pode
ser interpretado como aumento da presença de grãos mais grossos, esta relação
negativa com o COT e os pigmentos sedimentares sugere que quanto maior é a
hidrodinâmica do ambiente (indicado pela maior densidade) menor é a produtividade
lacustre (sugerida quando os valores de COT e pigmentos são baixos), interligando
a ocorrência de eventos torrenciais a condições climáticas mais secas (BARBOSA et
al., 2004) nesta região. Durante fases secas, há uma maior ocorrência de eventos
extremos, que carreiam sedimentos mais grossos da bacia de drenagem; ao
contrário, em fases mais úmidas, a energia do sistema é menor e permite a
deposição da argila. Em relação à origem da matéria orgânica durante esses
eventos torrenciais, a relação positiva entre densidade e a razão C/N evidencia que
quando a hidrodinâmica deste ambiente é maior, o aporte de material terrestre
também aumenta (sugerido por valores mais elevados de C/N) da bacia de
drenagem para este sistema lacustre.
Destacam-se também as correlações observadas entre a composição
isotópica do nitrogênio e os demais parâmetros. A forte correlação negativa entre o
75
δ15N e o COT e a correlação negativa entre o δ15N e a concentração de pigmentos
sedimentares indicam que a elevação dos valores de δ15N observados nessa fase
não sugere a presença de maior atividade fitoplanctônica, como geralmente os
valores mais elevados de δ15N são interpretados. Neste caso, podemos interpretar
essa elevada composição isotópica do nitrogênio como a ocorrência de uma maior
ciclagem da MO, já que a produtividade lacustre era baixa neste período, como já
discutido anteriormente. A forte correlação positiva entre o δ15N e o δ13C também
reforça essa hipótese, uma vez que valores mais elevados de δ13C sugerem maior
contribuição de plantas C4, indicando a ocorrência de climas relativamente mais
secos com baixa disponibilidade de nutrientes.
Tabela 11. Correlação de Spearman para as variáveis do testemunho BP1502.Marcadas em vermelho temos as correlações negativas significativas para 99%de confiança, em verde, as positivas
Variáveis Teor d'água Densidade COT NT C/N δ13C δ15N Pigmentos
Teor
d'água
1,000 -0,999 0,805 0,797 -0,485 -0,808 -0,713 0,528
Densidade -0,999 1,000 -0,804 -0,797 0,486 0,808 0,712 -0,528
COT 0,805 -0,804 1,000 0,986 -0,453 -0,971 -0,829 0,548
NT 0,797 -0,797 0,986 1,000 -0,530 -0,980 -0,823 0,550
C/N -0,485 0,486 -0,453 -0,530 1,000 0,524 0,434 -0,436
δ13C -0,808 0,808 -0,971 -0,980 0,524 1,000 0,811 -0,550
δ15N -0,713 0,712 -0,829 -0,823 0,434 0,811 1,000 -0,332
Pigmentos 0,528 -0,528 0,548 0,550 -0,436 -0,550 -0,332 1,000
76
Figura 24. Diagrama de origem da matéria orgânica baseada na razão C/N e δ13C. Valoreslimites adaptados de Moreira (2012).
77
9.1.2 Fase IV (período de 2.245 a 1.600 anos cal AP.)
A fase IV está compreendida entre as profundidades de 312 a 202 cm,
correspondendo ao período de c. 2.245 a 1.600 anos cal AP.
Nesta fase há um aumento da taxa de sedimentação para uma média de 0,12
cm/ano, bem como uma diminuição do tamanho da fração granulométrica, chegando
a um valor médio de argila e silte muito fino de 55 %. Esses parâmetros indicam
uma baixa na energia do sistema, permitindo a deposição dos sedimentos em
suspensão. A porcentagem de quartzos diminuiu de uma média de 60 % na fase
anterior para c. 18 % nesta fase, também sugerindo menor hidrodinâmica. Essa
redução da hidrodinâmica mostra um sistema menos afetado por eventos abruptos,
ou seja, um clima mais estável.
A origem da MO desta fase, como representado pelo diagrama de δ13C e
razão C/N, mostra uma redução significativa da contribuição de MO de plantas C4
no material sedimentar. A acentuada redução da razão C/N conjuntamente com
Figura 25. Diagrama de origem e processos da matéria orgânica baseada nos isótoposδ15N e δ13C.
78
valores mais elevados de pigmentos sedimentares indica maior influência de matéria
orgânica fitoplanctônica. Essa mudança sugere uma transição para um clima mais
úmido, com maior produtividade lacustre e nível do lago, atestada também pela
elevação dos valores de COT. A análise dos elementos microscópicos também
sugere um aumento da biomassa fitoplanctônica, com um aumento da contribuição
de MO-Ac. Valores mais elevados de MO-O e MO-A indicam que a influência de
vegetação da bacia de drenagem também ocorreu.
A transição de condições climáticas mais secas para características de um
clima mais úmido a partir da fase IV fica evidenciada através da correlação
significativa e negativa entre os pigmentos sedimentares e a razão C/N, sugerindo
que quando há mais pigmentos no material sedimentar a razão C/N é mais baixa,
representando maior biomassa fitoplanctônica. Essa interpretação é apoiada pela
correlação negativa entre δ13C e pigmentos (-0,550): um menor δ13C indica a
contribuição de fitoplâncton e C3 no sinal isotópico, enquanto os pigmentos
aumentam, mostrando maior produtividade. A correlação entre COT e δ13C de -0,971
mostra que quando o δ13C fica mais negativo, representando influência de plantas
C3, o COT aumenta, evidenciando condições de maior nível do lago e, portanto, de
maior umidade.
9.1.3 Fase III (Período de 1.600 a 1.300 anos cal AP.)
A fase III cobre o período de 1.600 a 1.300 anos cal AP. entre as
profundidades de 202 a 120 cm. Um evento abrupto de sedimentação entre 1.650 e
1.560 anos cal AP. pode ter ocorrido nesta fase, representado por uma taxa de
sedimentação mais elevada, chegando aos maiores valores do testemunho (c. 0,9
cm/ano). Sedimentos de idade uniforme ao longo de uma extensão específica do
testemunho sugerem uma alta taxa de deposição em curto período de tempo,
formando um pacote sedimentar (AALTO, 2003). Uma mudança na granulometria
mostra que no início desta fase ocorreu uma redução da concentração de argila e
silte fino e um aumento de silte médio e grosso. Essa variabilidade de tamanho de
grãos pode indicar eventos erosivos (VIANA et al., 2014).
79
Um aumento no tamanho dos grãos geralmente está associado a uma baixa
da concentração de MO (MEYERS, 2003), que ocorre nesta fase e é acompanha por
um leve aumento nos valores de δ13C. Esse enriquecimento de δ13C seguido da
entrada de MO carreada da área de drenagem devido à intensa precipitação
associada ao El Niño pode representar uma redução da produtividade lacustre
acompanhada por uma contribuição de plantas C4, ambos indicando a ocorrência de
condições climáticas mais secas, ou pode representar a decomposição desta
matéria orgânica pelos organismos do lago (GILLON et al., 2012; LIU et al., 2006). O
fracionamento isotópico causado pela degradação da MO e a transferência desta
entre os compartimentos biológicos são processos complexos e dependentes de
diversos fatores físicos, químicos e biológicos. A Teoria da Qualidade Contínua
estipula que há uma degradação preferencial do carbono da MO de acordo com a
qualidade desta. Nesta visão, um composto de maior qualidade seria mais
rapidamente degradado. Compostos de lignina, por exemplo, cuja decomposição
geraria sinais mais empobrecidos de δ13C, têm baixa qualidade, sendo degradados
apenas após o consumo de outros compostos (AGREN; BOSATTA; BALESDENT,
1996). O sinal isotópico enriquecido desse período (c. 180 cm a 128 cm) pode ser
explicado pela degradação inicial de uma MO não lignítica, e pela utilização
preferencial do isótopo mais leve (12C) para a respiração durante a degradação, por
questões cinéticas, aumentando o teor de 13C nos sedimentos.
Os derivados de pigmentos sedimentares tiveram uma diminuição durante a
fase, também indicando um menor nível do lago associado a um clima menos
úmido. Um menor nível do lago também favoreceria eventos de alta sedimentação
relacionados a chuvas torrenciais pois as margens estariam relativamente mais
elevadas, favorecendo a erosão destas (AALTO, 2003). A erosão da bacia de
drenagem permite o aporte de sedimentos mais arenosos no lago (CHEN et al.,
2004), corroborando os dados sedimentológicos encontrados nesta fase.
Os valores do isótopo de nitrogênio nesta fase tiveram uma tendência de
diminuição, representando uma utilização de nitrogênio vinda prioritariamente do
nitrogênio disponibilizado pela vegetação terrestre. Esse marcador concilia-se com
os já apresentados, mostrando uma maior influência de plantas vasculares, de δ15N
80
típico de 0,5%o durante o pacote de sedimentação. As análises das lâminas de
sedimento bruto mostram um aumento de elementos orgânicos provenientes de
fontes alóctones (MO-Av, lignoceluloses e MO-O), apresentando os maiores valores
de compostos ligno-celulósicos do testemunho nesta fase (fig. 24).
Apesar da diminuição da produtividade lacustre sugerida pela COT e δ13C, a
razão C/N da fase não apresentou grandes variações (média de 11,95 na fase
anterior para 11,97 nesta fase), não indicando uma mudança significativa da origem
da MO, mostrando que este período seco não foi tão intenso quanto o período mais
seco observado na fase V.
Entre as correlações estatísticas apresentadas na tabela 11 a forte correlação
negativa entre o δ13C e o COT (-0,971) e a correlação significativa e negativa entre o
δ13C e os pigmentos sedimentares (-0,550) corroboram com as interpretações
citadas nesta fase. Esta forte correlação pode mostrar como a contribuição de
vegetação do tipo C4, representada por valores mais elevados de δ13C, está
interligada com o baixo nível de produtividade lacustre, representado por valores
reduzidos de COT e pigmentos, caracterizando condições climáticas mais secas,
assim como foi observado na fase V. Outra correlação que apoia a interpretação de
maior hidrodinâmica é a correlação negativa entre densidade e COT (-0,804). Com
um aumento da densidade, que pode representar uma granulometria mais grossa,
indicando maior hidrodinâmica do meio, temos uma diminuição na MO representada
pelo COT, sugerindo um menor nível do lago e menor produtividade.
9.1.4 Fase II (período de 1.300 a 600 anos cal AP.)
A fase II está compreendida entre as profundidades de 120 cm a 34 cm e um
período de 1.300 a 600 anos cal AP.. É durante esta fase que está inserida a MCA
(1.050 a 600 anos cal AP.).
Observa-se um decréscimo da taxa de sedimentação, chegando aos valores
de c. 0,12 cm/ano. Após o evento sedimentar da fase III, a concentração de argila e
silte fino aumenta, acompanhada por uma redução de silte médio. A densidade
média da fase tem uma pequena baixa seguida por valores mais elevados, contrária
81
ao teor d'água. As variações paleohidrológicas evidenciadas pelos marcadores
sedimentológicos apresentados podem representar a alternância entre períodos de
precipitação, que elevariam a energia do sistema e impediriam a sedimentação dos
grãos mais finos.
O aumento das condições úmidas nesta fase pode ser evidenciado pelo
aumento do COT, concentrações elevadas de pigmentos sedimentares e por uma
diminuição dos valores de δ13C. Estes dados em conjunto indicam aumento da
produtividade lacustre acompanho por uma redução da contribuição de plantas C4.
Os valores de δ15N desta fase são os menores encontrados no testemunho,
indicando uma redução das taxas de ciclagem da MO uma vez que em um ambiente
com elevada disponibilidade de nutrientes, como indicado pela maior produtividade,
ocorre uma redução dos processos de ciclagem da MO. Os elementos
microscópicos observados nesta fase parecem apoiar um gradual aumento de
umidade, havendo um aumento de diatomáceas e um valor médio ligeiramente mais
alto de MO-Ac, indicando um aumento da biomassa fitoplanctônica.
O C/N correlaciona-se com a granulometria: positivamente com silte médio
(0,301) e negativamente com argila e silte muito fino (-0,562). Esta relação mostra
que uma granulometria mais grossa, que indica maior hidrodinâmica e está
associada a um aumento de precipitação, favorecendo o escoamento superficial,
carreando matéria orgânica ligno-celulósica da bacia de drenagem. Essa MO
alóctone possui um C/N mais elevado. Ao contrário, quando o C/N diminui, indicando
MO fitoplanctônica, uma granulometria argilosa aumenta, sugerindo condições de
baixa hidrodinâmica e consequente produção autóctone de MO.
9.1.5 Fase I (Período de 600 a 0 anos cal AP.)
A fase I, correspondente ao topo do testemunho (34 cm a 0 cm), abrange o
período de 600 a 0 anos cal AP.. A tendência úmida da fase anterior se amplifica
nesta fase, culminando com a pequena idade do gelo (550 a 250 anos cal AP.).
Um aumento de umidade provocado pela intensificação do SAMS durante a
LIA (REUTER et al., 2009) poderia ter influenciado os valores de sedimentação pelo
82
aumento do escoamento da bacia de drenagem provocado pelas chuvas mais
intensas e frequentes. A granulometria desta fase apresentou uma maior
contribuição de silte médio em detrimento de argila e silte muito fino. Esse aumento
sugere maior energia no sistema, podendo estar relacionado a precipitações
intensas durante a LIA. A densidade diminui até o topo, enquanto o teor d'água
aumenta. As variações de quartzos ao longo da fase, aumento e em seguida
diminuição, podem ser devido também às frequentes precipitações causadas
durante a LIA, que aumentam pontualmente a energia do sistema.
O COT e a concentração de pigmentos sedimentares apresentam os maiores
valores do perfil, indicando uma maior produtividade nesta fase. A análise das
lâminas de sedimento bruto permite identificar uma diminuição da entrada de MO
alóctone caracterizada por elementos lignocelulósicos, havendo ainda porcentagem
considerável de MO-O e MO-A. Um enriquecimento nos valores de δ13C sugere a
crescente influência de plantas C3, típicas de florestas (-20,0 a -35,0 ‰). Há uma
tendência clara de aumento do δ15N, sugerindo uma menor necessidade de ciclagem
da MO associada a uma maior produtividade lacustre.
Os pigmentos chegam em seu máximo nesta fase, indicando uma alta
produtividade fitoplanctônica e um aumento do nível do lago. Um progressivo
aumento das porcentagens de diatomáceas, por último representando 13,3 % dos
elementos encontrados, corrobora os dados de pigmentos sedimentares. A MO-Ac
continua alta no perfil, indicando uma MO autóctone (SIFEDDINE et al., 1994).
Há uma correlação negativa entre COT e razão C/N de -0,453, indicando que
quando há um aumento da razão C/N, com maior contribuição de plantas
vasculares, o COT diminui, indicando menor nível do lago (tabela 11). Ao contrário,
quando há uma menor C/N, indicando maior biomassa fitoplanctônica, o COT
aumenta, assim como o nível do lago. Corroborando essa interpretação, temos uma
correlação entre COT e pigmentos sedimentares positiva. Em um maior nível do lago
(COT alto) há maior produtividade fitoplanctônica (mais pigmentos) e vice-versa.
A tabela 11 resume a paleohidrodinâmica e as variações encontradas na
matéria orgânica do Lago Barro Preto ao longo de suas fases sedimentares:
83
Tabela 12. Resumo das variações paleoclimáticas do lago Barro Preto a partirde análises do testemunho BP1502
Fase de
sedimentaçã
o
Período
(anos cal AP.)
Paleoclima Origem da MO Produtividade
lacustre
Paleohidrodi
nâmica
Fase I 600 – 0 Úmido Autóctone Alta Baixa
Fase II 1.300 – 600 Úmido Autóctone +
Alóctone
Alta Média
Fase III 1.300 – 1.600 Menos úmido Alóctone Média Média
Fase IV 1.600 – 2.245 Úmido Autóctone Alta Baixa
Fase V 2.245 – 3.100 Seco Alóctone Baixa Alta
9.3 PALEOINCÊNDIOS
O regime de queimadas ao longo do Holoceno foi variável, devido a
mudanças no clima, vegetação e pela crescente ocupação humana (CORDEIRO et
al., 2008). Paleoincêndios na Amazônia durante o Holoceno foram evidenciados em
diversos trabalhos; Soubiès (1980) encontrou macrocarvões no leste Amazônico
entre 3.000 e 6.000 anos cal AP. Nas serras Sul e Norte de Carajás, no nordeste da
Amazônia, estudos observaram a presença de carvão entre 7.000 e 4.000 anos cal
AP., mais uma vez caracterizando um Holoceno Médio mais seco, com presença de
incêndios (CORDEIRO et al., 2008; TURCQ et al., 1998; SIFEDDINE et al., 1994).
Partículas grandes de carvão (> 50 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m) são provenientes, em geral, da
própria área de estudo, devido à necessidade de ventos muito fortes para estas
serem depositadas em outras localidades (CLARK; ROYALL, 1995). O tamanho
médio das partículas carbonizadas encontradas no perfil BP1502 foi menor que 34
μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m, indicando que o carvão presente no perfil é oriundo de deposição atmosférica,
caracterizando, portanto, queimadas regionais, não locais (CORDEIRO, et al., 2008;
MILLSPAUGH; WHITLOCK, 1995; CLARK; PATTERSON, 1997).
No lago Barro Preto, um crescente fluxo de partículas de carvão ao longo do
perfil foi evidenciado. O maior fluxo de carvão encontrado foi durante a fase III, com
84
valor máximo de 4,77 x 106, relacionado a uma alta taxa de sedimentação entre
1.606 e 1.484 anos cal AP., possivelmente associada a um evento abrupto. Eventos
de chuva intensa podem carrear partículas de carvão do solo para lugares menos
elevados (SALDARRIAGA; WEST, 1986; CARCAILLET et al., 2002), como lagos.
Um valor máximo no fluxo de carvão também foi encontrado por Rodríguez-Zorro et
al. (2018) em 1.400 anos cal AP. no Lago Acarabixi, noroeste amazônico. Os autores
sugerem que o aumento dos microcarvões em 1.400 pode ter ocorrido após eventos
intensos de descarga fluvial dos rios tributários no lago Acarabixi, que carrearam
sedimentos da floresta de igapó que cerca o lago, como evidenciado pela análise da
MO através da razão C/N e δ13C. Esses sedimentos continham microcarvões
relacionados a queimadas promovidas por populações que ocupavam as margens
do lago.
A tendência geral de aumento da deposição de microcarvões nos últimos três
milênios também é observada no trabalho de Montoya e Rull (2011), que mostra que
nos últimos 2.000 anos houve um aumento na frequência de eventos de queima em
uma área de transição floresta Amazônica – Savana no sudeste da Venezuela,
atribuindo este aumento principalmente à atividade antrópica na região. O aumento
da presença de carvões em perfis lacustres durante um Holoceno Superior úmido
pode indicar que as queimadas são ligadas à atividade humana (RITTER, 2012;
RODRÍGUEZ-ZORRO et al., 2018). De fato, um crescimento da densidade
populacional na bacia Amazônica após 3.000 anos cal AP. é apontado por
CORDEIRO e colaboradores (2014) como uma razão para o aumento da presença
de carvões. Microcarvões associados a queimadas de origem antrópica também
foram encontrados para o Holoceno Superior no Rio Negro, localizado no norte
amazônico (RODRÍGUEZ-ZORRO et al., 2018).
85
9.4 MUDANÇAS PALEOAMBIENTAIS NO LAGO BARRO PRETO E COMPARAÇÃO
COM OUTROS ESTUDOS
A reconstrução paleoambiental do lago Barro Preto mostra a transição entre o
final de um período mais seco no Holoceno médio para um contínuo aumento da
umidade no Holoceno superior. Estudos mostram alta variabilidade climática nesta
época (BEHLING, HERMANN; DA COSTA, 2000; CORDEIRO et al., 2008; HAUG et
al., 2001). Simulações de modelos de circulação geral mostram que a principal
forçante dessa variabilidade são mudanças de insolação (KUTZBACH et al., 1998;
VALDES, 2000). Uma crescente umidade sugere uma expansão da floresta (plantas
C3) em detrimento do cerrado (plantas C4), interpretada pelo enriquecimento de
δ13C. Essa expansão ao longo do Holoceno já foi observada em outras áreas de
transição (DE FREITAS et al., 2001; PESSENDA et al., 1998).
Em uma escala milenar, a variabilidade orbital foi responsável por um
aumento da insolação durante o verão austral (BERGER; LOUTRE, 1991). Essa
insolação pode ser responsável por um aumento da evapotranspiração e
consequente maior disponibilidade de umidade para reciclagem no ciclo hidrológico
(TRENBERTH et al., 2003), levando a um progressivo aumento de precipitação na
região (SALATI et al., 1979). Anomalias negativas na TSM do Hemisfério Norte,
registradas por testemunho do projeto NGRIP também sugerem uma tendência de
aumento da umidade na região Amazônica ao longo do Holoceno devido ao
consequente deslocamento da ZCIT para o sul (MOBERG et al., 2005; BARD et al.,
2000; fig. 26).
Para escalas multi-seculares, variações nas temperaturas superficiais do mar
(TSM) dos oceanos Atlântico, Pacífico e no Indo-Pacífico parecem sobrepor
influências no Lago Barro Preto, resultando em variações de produtividade e
paleohidrodinâmica ao longo das fases sedimentares (fig. 27).
86
9.4.1 Transição Holoceno Médio – Holoceno Superior
O Holoceno médio marcou uma fase seca em diversas regiões da América do
Sul (SUGUIO et al., 1993). Essa aridez pode ser ligada a um SAMS enfraquecido
durante este época, relacionado a maiores temperaturas no Atlântico Norte e a um
consequente deslocamento da ZCIT para o norte (CRUZ et al., 2005). Temperaturas
superficiais do mar do Atlântico Norte inferidas a partir de δ18O mostram uma
variabilidade similar com testemunhos de gelo da Groenlândia, (WOLFF et al.,
2010); desta forma, valores menos negativos de δ18O do NGRIP relacionam-se a um
período de TSM maior. O Holoceno mostra uma crescente tendência úmida,
caracterizando a transição de TSM mais quentes no final do Holoceno médio para
valores mais frios (fig. 26).
A fase V caracteriza um paleoclima relativamente mais seco entre c. 3.100 e
2.245 anos cal AP.. Diversos estudos mostram evidências de climas mais secos no
Holoceno médio, com uma transição para um Holoceno superior mais úmido
(CORDEIRO et al. 1997; SIFEDINNE et al. 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al.
2007; MOREIRA et al. 2013; BUSH et al. 2007; PESSENDA et al., 1998). O período
seco do presente trabalho relaciona-se com o período encontrado na Amazônia
ocidental, cuja distribuição polínica de dois lagos bolivianos mostram condições
áridas antes de 2.790 anos cal AP. (MAYLE; BURBRIDGE; KILLEEN, 2000). Os
autores afirmam ainda que essa aridez influenciou as áreas sul, central e leste da
Amazônia. Esse resultado é corroborado por dados polínicos de lagos do vale do
Amazonas, onde períodos secos entre 2.700 e 2.000 anos cal AP. foram registrados
(ABSY, 1979). A presença de plantas C4 entre 9.000 e 3.000 anos cal AP. e 6.000 e
5.000 anos cal AP. em interfaces Floresta-Cerrado no sul da Amazônia também
sugere um clima mais seco, com expansão do cerrado (DE FREITAS et al., 2001;
PESSENDA et al., 1998).
A presença de partículas carbonizadas também pode ser uma evidência de
climas mais secos, quando a vegetação fica mais propensa à queima (CARCAILLET
et al., 2002; CORDEIRO, et al., 2014). O maior tamanho médio de carvões nesta
fase, bem como seu menor fluxo, sugerem uma origem mais local destes, podendo
87
representar queimadas em uma vegetação de entorno mais seca (CARCAILLET et
al., 2002). Partículas de carvão e táxons de savana foram encontrados ainda na
serra sul de Carajás por Absy et al. 1991, caracterizando um clima relativamente
mais seco entre 7.500 e 3.000 anos cal AP. relacionado com a abertura da floresta.
Esses dados corroboram ainda o aumento da contribuição de plantas C4 encontrada
na fase V. Estudos sugerem que as partículas carbonizadas encontradas ao longo
do Holoceno médio são possivelmente consequência de um clima mais seco, apesar
de também possuírem influência antropogênica (CORDEIRO, R. C. et al., 2008;
PESSENDA et al., 2010), concordando com a interpretação de um clima mais seco
na fase V.
9.4.2 Holoceno Superior
Na quarta fase sedimentar do lago Barro Preto (2.245 a 1.600 anos cal AP.),
inicia-se um aumento da umidade a partir de c. 2.300 anos cal AP..
Diversos trabalhos mostram que o Holoceno Superior apresentou condições
climáticas mais úmidas na Bacia Amazônica. Mayle e colaboradores (2000)
observaram expansão da floresta tropical úmida na margem sul da Bacia Amazônica
em 2.790 anos cal AP., relacionado a um aumento da insolação. Em Carajás, a 800
m de altitude, Cordeiro et al. (2008) mostrou evidências de período mais úmido a
partir de 2.800 anos cal AP., registradas através do aumento da concentração de
pigmentos sedimentares e COT. Na Amazônia boliviana, Burbridge e colaboradores
(2004) percebem um aumento de pólen de Moraceae entre 2.000 e 710 anos cal AP.
para a laguna Chaplin, também indicando um aumento da umidade após um
Holoceno médio seco. No registro do lago Quistococha, um aumento da umidade é
relatado a partir de 2.600 anos cal AP. através de dados sedimentológicos e por um
aumento no COT neste período (ANICETO et al., 2014).
A crescente umidade deste período pode estar relacionada a um aumento de
insolação na área durante o verão austral (estação chuvosa; fig.26), como já
discutido.
88
As evidências de um período menos úmido durante a fase sedimentar III do
testemunho BP1502, entre c. 1.600 e 1.300 anos cal AP., são corroboradas pelo
registro de maior frequência de eventos El Niño em diferentes trabalhos.
Entre aproximadamente 1.800 a 1.200 anos cal AP., Moy e colaboradores
(2002) observaram, através de análise estratigráfica do lago Pallcacocha, no
Equador, um período com aumento na frequência de eventos El Niño. Os autores
sugerem que durante esses eventos há um aumento do fluxo de sedimentos
associados à erosão da bacia de drenagem, depositando camadas clásticas que
podem ser utilizadas como marcadores destes eventos extremos. Conroy et al.
(2008) utilizaram dados de granulometria de um lago vulcânico em Galápagos para
inferir a influência de eventos ENSO durante o Holoceno. Uma granulometria mais
arenosa no lago El Junco, indicativa de maior frequência de eventos El Niño,
apresentou um aumento dramático entre 2.000 ± 100 e 1.500 ± 70 anos cal AP.
(CONROY et al., 2008), período de inserção da fase III (fig. 27). A mineralogia de
lâminas siliciclásticas e carbonáticas no perfil lacustre de Bainbridge, Peru, também
sugere uma elevação na frequência de El Niños (152 eventos) e em sua intensidade
(14 eventos fortes/muito fortes) no período entre 2.000 e 1.000 anos cal AP.
(RIEDINGER et al., 2002). A erosão da bacia de drenagem permite o aporte de
sedimentos mais arenosos no lago (CHEN et al., 2004).
A análise geoquímica do lago Boqueirão, no Nordeste brasileiro, mostra um
período de alta taxa de sedimentação, diminuição dos valores de COT e aumento
dos valores de δ13C entre 2.350 e 1.550 anos cal AP. (VIANA et al., 2014), também
correspondendo em parte ao período de deposição encontrado na fase III. O
aumento da sedimentação neste período é ligado a eventos erosivos das margens
relacionados a períodos de alta hidrodinâmica. Os autores interpretam esse período
como úmido, relacionando-o a variações da SAMS moduladas pela TSM do Atlântico
e eventos ENSO. Com a existência de um dipolo leste-oeste na Amazônia (CRUZ et
al., 2009), a fase úmida do lago Boqueirão relaciona-se com a fase seca do lago
Barro Preto, ambas influenciadas pelos mesmos módulos de variabilidade.
Martin et al. (1998), em um artigo de revisão, relaciona diversos registros de
condições Niño passadas na América do Sul com variações costeiras na foz do Rio
89
Doce, que apresenta registros da influência de El Niños fortes. Dessa forma, quando
há uma inversão do transporte de sedimentos nessa área, que pode durar centenas
de anos, existem condições Niño fortes (MARTIN; SUGUIO, 1992). A área apresenta
evidências de intensificação de El Niños em 1.300± 200 anos cal AP., período
semelhante ao da fase III do trabalho. Comparando as variações desse registro com
o lago Titicaca (MOURGUIART; ROUX, 1990), uma queda abrupta do nível do lago
em c. 1.300 anos cal AP. foi interpretada como sendo resultante de eventos tipo El
Niño. Outra comparação foi feita com o estudo arqueológico de conchas de um
sambaqui no Rio Xingu permitiu a reconstrução de variações paleohidrológicas na
área: quando havia um alto nível da água, a população saia da área, quando este
baixava, havia ocupação humana novamente (PEROTA; BOTELHO, 1990). Esse
estudo mostra a ocupação das margens de 1.370 ± 80 anos cal AP. até c. 1.200 ± 80
anos cal AP., quando há uma subida do nível das águas. Martin et al. (1998)
relacionam esses períodos de ocupação das margens do Rio Xingu com fases secas
causadas por condições Niño.
No leste Amazônico o El Niño apresenta-se classicamente como um período
de seca (MARTIN, et al., 1993). No entanto, foram encontrados no registro
sedimentar do Lago Barro Preto evidências de uma maior hidrodinamica na fase III,
que pode estar relacionado a uma maior erosão das margens devido a uma menor
cobertura vegetal, como discutido anteriormente. Outra possível explicação para
eventos erosivos nas margens do lago é um mínimo de insolação entre c. 1.550 e
1.480 anos cal AP. no HN (BARD et al., 2000), que pode ter deslocado a ZCIT para
uma posição mais ao sul, fortalecendo a SAMS sobre a Amazônia neste período.
Este mínimo é seguido de um longo período de máximo (c. 1.470 a 1.040 anos cal
AP.), que favoreceria um enfraquecimento da SAMS e condições mais áridas,
favoráveis à deposição de sedimentos erodidos da bacia de drenagem (fig. 27).
Desta forma, pode ter havido, durante a fase III, uma instabilidade climática
associada a eventos ENSO e possivelmente a variações solares, com a instalação
de um período relativamente mais seco que propiciaria uma diminuição na cobertura
vegetal e consequentemente maior erosão das margens do lago Barro Preto durante
eventos de precipitação subsequentes (La Niña, observado na fig. 27 como um valor
90
mínimo de areia no Lago El Junco durante o mesmo período do pacote sedimentar
encontrado na fase III), levando a uma deposição abrupta de sedimentos.
A fase sedimentar II do testemunho BP1502, compreendida entre c. 1.300 a
600 anos cal AP., mostrou um aumento da umidade, como já discutido. Segundo o
trabalho de Moy e colaboradores (2002) a frequência de eventos El Niño, que no
registro sedimentar do Lago Barro Preto mostrou forte influência ao longo da fase III,
começa a diminuir a partir de aproximadamente 1.000 anos cal AP.; período
corroborado por dados do testemunho de Galápagos (CONROY et al., 2008), que
mostram uma diminuição na frequência de El Niños entre c. 1.500 e 700 anos cal AP.
(fig. 27). A instabilidade energética criada por estes eventos faz com que o sistema
climático responda de forma a reestabelecer esse equilíbrio. Assim, eventos
subsequentes de La Niña são comuns (BARRY; CHORLEY, 2013), trazendo
umidade para a região. De fato, o aumento da precipitação visto em Cariaco
mostrou-se variável ao longo de c. 1.050 a 700 anos cal AP., indicando uma
influência distinta de padrões de variabilidade (HAUG et al., 2001). Condições tipo
La Niña foram observadas em diversas áreas do globo para períodos similares ao da
fase II (SEAGER et al., 2007), mostrando que a tendência seca causada pelo
deslocamento da ZCIT mais para o norte devido a mudanças na TSM do Atlântico
(fig. 27) pode ter sido contrabalanceada por anomalias de precipitação positivas
relacionadas ao ENSO. Isso pode ajudar a explicar divergências regionais na
interpretação climática da MCA (REIN et al., 2004; SEAGER et al., 2007).
O Lago Barro Preto não fornece um registro adequado dos efeitos da MCA
sobre a região devido à baixa resolução deste período dentro da fase II. A tendência
geral da fase mostra um aumento da umidade, possivelmente relacionada aos
eventos La Niña discutidos.
A fase I, caracterizada entre 600 anos cal AP. e o presente, mostra uma
estabilização da umidade crescente das fases anteriores. Nesta fase está inserida a
LIA (550 a 250 anos cal AP.) (MANN et al., 2009).
Diversos trabalhos mostram evidências de um clima mais úmido na Amazônia
durante este período. Reuter e colaboradores (2009), através da análise de δ18O de
um espeleotema de uma caverna no nordeste do Peru, sugeriram um aumento da
91
precipitação de ~10 a 20 % durante a LIA, classificando também esse período como
mais úmido. O estabelecimento de florestas úmidas ao redor da laguna Chaplin,
Bolívia, a partir de 710 anos cal AP. é evidenciado a partir da análise polínica da
área, também caracterizando um clima úmido e estável (BURBRIDGE; MAYLE;
KILLEEN, 2004). Dados de δ18O de espeleotema da caverna Pumacocha, no leste
dos Andes peruanos, mostraram valores mais negativos entre 650 e 130 anos cal
AP., demonstrando uma LIA mais úmida associada a uma intensificação do SAMS
(BIRD et al., 2011). Em outro espeleotema, da caverna Tamboril, no Brasil central,
uma tendência de crescente umidade no último milênio foi registrada através da
razão 87Sr/86Sr e de menores valores de δ234U (WORTHAM et al., 2017). A análise de
um testemunho de gelo do glacier Quelccaya, no norte do Peru, mostra um período
de valores acima da média de precipitação entre 430 e 270 anos cal AP.,
(THOMPSON et al., 2013), relacionando-se com o periodo mais úmido encontrado
na fase I.
Como pode ser observado na figura 26, o Hemisfério Norte está mais frio,
enquanto há um aumento da insolação na área de estudo. Essas condições
favorecem um aumento da umidade na Amazônia (MOBERG et al., 2005; BARD et
al., 2000, TRENBERTH et al., 2003) também evidenciado na fase I.
Uma relação entre as TSM do Indo-Pacífico e mudanças no nível do lago
estimadas pelo COT pode ser observada na figura 27. Uma menor TSM no Indo-
Pacífico foi observada entre 650 e 250 anos cal AP., e foi relacionada a uma maior
precipitação na região, e correlacionada a TSM global (OPPO; ROSENTHAL;
LINSLEY, 2009). Desta forma, a temperatura do Indo-Pacífico pode estar
possivelmente relacionada a variações no deslocamento da ZCIT.
Dados do Pacífico mostram uma diminuição de eventos El Niño nesta fase
(fig. 27), assim parece não haver uma influência forte destes eventos secos nesta
fase (CONROY et al., 2008), corroborando o aumento da umidade encontrado.
Conclui-se com base nos estudos citados e nos resultados do testemunho
BP1502 que as análises do Lago Barro Preto estão em concordância com a
literatura, mostrando oscilações paleoclimáticas influenciadas por variabilidades
92
milenares e multi-seculares com uma tendência de aumento da umidade ao longo do
Holoceno.
93
Figura 26. Insolação para o verão do Hemisfério Sul na área de estudo (10°S, em laranja; BERGER;LOUTRE, 1991) relacionada com variações de Carbono Orgânico Total do testemunho BP1502,marcador de nível do lago e valor de δ18O de testemunho de gelo do projeto NGRIP (MOBERG et al.,2005). Os períodos de ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul eamarelo.
94
Figura 27. Comparação entre o COT do Lago Barro Preto, média móvel de TSMdo Atlântico Norte (MOBERG et al., 2005), porcentagem de areia do lago ElJunco (CONROY et al., 2008) e TSM do Indo-Pacífico (OPPO et al., 2009). Osperíodos de ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente,em azul e amarelo. A área cinza representa o período de maior frequência de ElNiños encontrado no lago El Junco.
95
9.5 PERSPECTIVAS FUTURAS
O Lago Barro Preto apresenta um registro de alta resolução cobrindo os
últimos c. 3.100 anos cal AP., que mostra, através de variabilidades multi-seculares e
milenares registradas por marcadores orgânicos e sedimentológicos, um crescente
aumento da umidade na região sul da Amazônia. O número constante de partículas
de carvão no testemunho, bem como seu fluxo crescente nas últimas duas fases
sedimentares, evidenciam uma continuidade de queimadas ao longo do Holoceno,
em detrimento deste aumento das condições úmidas. Esses eventos de queima
estariam associados, portanto, à ação humana em escala regional. O tamanho das
partículas mostra que estas são transportadas pelo ar, não originárias de queimas
locais. Behling e Hooghiemstra (1988) já apontavam para a modificação da
paisagem de cerrado causada por ação humana na Amazônia ocidental, com um
aumento do táxon de Mauritia. Zonas de transição, como apresentado, são mais
susceptíveis a eventos de queima e modificação da paisagem (STAVER;
ARCHIBALD; LEVIN, 2011; SILVÉRIO et al., 2013; ALENCAR; NEPSTAD;
MOUTINHO, 2005). Desta forma, mudanças no uso do solo proporcionadas pela
expansão antrópica nessas zonas afetaria os limites da floresta Amazônica, sendo
uma ameaça para este bioma.
A percepção da importância destes ambientes para a manutenção dos
serviços ecológicos associados a eles é necessária para a implementação de
políticas públicas conservacionistas.
Nesse contexto, espera-se que mais estudos paleoambientais como o do
presente trabalho sejam realizados de modo que estes sirvam de subsídio para o
entendimento da dinâmica dos ecótonos em face às mudanças climáticas atuais
bem como registros da já atuante pegada ecológica das ações humanas na
modificação desses ecossistemas.
96
10 CONCLUSÕES
O registro sedimentar do lago Barro Preto apresentou evidências de
variações na hidrodinâmica e na paleoprodutividade lacustre ao longo dos últimos
3.100 anos cal AP. condizentes com outros estudos paleoclimáticos realizados na
Bacia Amazônica, especialmente do sudeste Amazônico. Durante este período a
concentração de carbono orgânico e de pigmentos sedimentares revelam que as
condições climáticas da região tornaram progressivamente mais úmidas ao longo
dos últimos 3.100 anos cal AP., apesar da ocorrência de alguns períodos
relativamente mais secos, representados pela fase V (entre 3.100 a 2.245 anos cal
AP.) e fase III (1.600 a 1.300 anos cal AP.). Durante períodos climáticos menos
úmidos, a matéria orgânica sedimentar apresentou influência de plantas com ciclo
fotossintético C4, sugerido por valores de δ13C mais positivos. Valores mais
reduzidos de COT e de pigmentos sedimentares também marcaram esses períodos,
sugerindo baixa produtividade lacustre. A granulometria e a taxa de sedimentação
mostraram que a hidrodinâmica destas fases foi mais elevada, associada a eventos
de chuva torrenciais típicas de condições climáticas mais secas. Em contrapartida,
durante fases climáticas mais úmidas, observa-se um aumento expressivo dos
valores de COT e de pigmentos sedimentares, que indicam a ocorrência de forte
produtividade lacustre, atestada pela evidência de uma maior influência de matéria
orgânica fitoplanctônica. Estas condições mais úmidas intensificam-se ao longo dos
últimos 600 anos (fase I).
A presença de partículas de carvão < 35 µm ao longo de todo o perfil apesar
do aumento de umidade sugere uma influência antrópica regional, já que carvões
deste tamanho sofrem transporte eólico, sendo representantes regionais mais que
locais.
As variações climáticas registradas nesse registro podem ser reflexo de
oscilações de insolação que podem ter influenciado a área de estudo através do
deslocamento da ZCIT; e por oscilações de eventos decadais que podem ter
influenciado a umidade disponível no ambiente de estudo. O período conhecido
97
como LIA pode ser evidenciado no perfil BP1502, na fase I, apresentando-se como
uma época de estabilização de condições úmidas.
98
11 REFERÊNCIAS
AALTO, Rolf; MAURIC. Letters To Nature. Advances In Catalysis, v. 425, n. October, p. 493–497, 2003.
AB’SABER, Nacib Aziz. Espaços ocupados pela expansão de climas secos na
América do Sul por ocasião dos períodos glaciais quaternários. Paleoclimas, v. 3, p.
71–78, 1977.
ABSY, M. L. et al. Mise en évidence de quatre phases d’ouverture de la forêt dense
dans le sud-est de l’Amazonie au cours des 60000 dernières années. Première
comparaison avec d’autres régions tropicales. C. R. Acad. Sci. Paris, v. 312, p. 673–
678, 1991.
ABSY, M.L. a palynological study of holocene sediments in the amazon basin. 1979.
107 f. University of Amsterdam, 1979.
ABSY, M.L., VAN DER HAMMEN, T. Some paleoecological data from Rondonia,
southern part of the Amazon basin. Acta Amazonica 6, 293-299. 1976.
AGREN, G I; BOSATTA, E; BALESDENT, J. Isotope discrimination during
decomposition of organic matter: A theoretical analysis. Soil Sci. Soc. Am. J., v. 60, p.
1121–1126, 1996.
ALENCAR, A. et al. Desmatamento na Amazônia: indo além da “emergência
crônica”. Belém (Brazil): IPAM. 2004.
ALENCAR, A.; NEPSTAD, D.; MOUTINHO, P. Carbon emissions associated with
forest fires in Brazil. In: MOUTINHO, P.; SCHWARTZMAN, S. (Ed.). Tropical
deforestation and climate change. Belém - Pará - Brazil: IPAM - Instituto de Pesquisa
Ambiental da Amazônia; Washington DC - USA: Environmental Defense. 2005.
ALENCAR, A.; NEPSTAD, Daniel C.; DEL CARMEN VERA DIAZ, Maria. Forest
understory fire in the Brazilian Amazon in ENSO and non-ENSO years: Area burned
and committed carbon emissions. Earth Interactions, v. 10, n. 6, 2006.
ALIN, Simone R.; COHEN, Andrew S. Lake-level history of Lake Tanganyika, East
Africa, for the past 2500 years based on ostracode-inferred water-depth
99
reconstruction. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 199, n. 1–2,
p. 31–49, 2003.
ANHUF, D. et al. Paleo-environmental change in Amazonian and African rainforest
during the LGM. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 239, n. 3–4,
p. 510–527, 2006.
ANICETO, Keila et al. Hydrological Changes in West Amazonia over the Past 6 Ka
Inferred from Geochemical Proxies in the Sediment Record of a Floodplain Lake.
Procedia Earth and Planetary Science, v. 10, p. 287–291, 2014. Disponível em:
<http://linkinghub.elsevier.com/retrieve/pii/S1878522014001271>.
APAÉSTEGUI, J. et al. Hydroclimate variability of the northwestern Amazon Basin
near the Andean foothills of Peru related to the South American Monsoon System
during the last 1600 years. Climate of the Past, v. 10, n. 6, p. 1967–1981, 2014.
ARAGÃO, Luiz E O C et al. decline of Amazon deforestation carbon emissions.
Nature Communications, v. 9, n. 536, p. 1–12, 2018. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1038/s41467-017-02771-y>.
ARAÚJO, R.A., Florística e estrutura da comunidade arbórea em fragmento florestal
urbano no município de Sinop, Mato Grosso. Cuiabá, 2008. 131p. Dissertação
(Mestrado em Ciências florestais e ambientais) – Faculdade de Engenharia
Ambiental da Universidade Federal do Mato Grosso, Cuiabá, 2008.
BACCINI, A et al. Tropical forests are a net carbon source based on aboveground
measurements of gain and loss. Science (New York, N.Y.), v. 358, n. 6360, p. 230–
234, 2017. Disponível em: <http://www.ncbi.nlm.nih.gov/pubmed/28971966>.
BAHIA, Ruy Benedito Calliari et al. Análise da evolução tectonossedimentar da Bacia
dos Parecis através de métodos potenciais. Revista Brasileira de Geociências, v. 37,
n. 4, p. 639–649, 2007. Disponível em:
<http://www.rbg.sbgeo.org.br/index.php/rbg/article/view/1301>.
BARD, Edouard et al. Solar irradiance during the last 1200 years based on
cosmogenic nuclides. Tellus, Series B: Chemical and Physical Meteorology, v. 52, n.
3, p. 985–992, 2000.
100
BARRY, R.G., CHORLEY, R.J. Atmosfera, tempo e clima. 9 ed. Porto Alegre:
Bookman, 2013. 512 p.
BEHLING, H; HOOGHIEMSTRA, H. Late Quaternary paleoecology and
paleoclimatology from pollen records of the savannas of the Llanos Orientales in
Colombia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 139, p. 251–267,
1998.
BEHLING, Hermann; DA COSTA, Marcondes Lima. Holocene Environmental
Changes from the Rio Curuá Record in the Caxiuanã Region, Eastern Amazon
Basin. Quaternary Research, v. 53, n. 03, p. 369–377, 2000. Disponível em: <https://
www.cambridge.org/core/product/identifier/S0033589400030842/type/
journal_article>.
BEHLING, Hermann et al. Holocene environmental changes in the central amazon
basin inferred from Lago Calado (Brazil). Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, v. 173, n. 1–2, p. 87–101, 2001.
BEHLING, H. Carbon storage increases by major forest ecosystems in tropical South
America since the Last Glacial Maximum and the early Holocene. Global and
Planetary Change v. 33 n. 107– 116, 2002.
BENZI, R., et al. Stochastic resonance in climatic change. Tellus, 34,10–16. 1982.
BERGER, André L. Long-Term Variations of Daily Insolation and Quaternary Climatic
Changes. Journal of the Atmospheric Sciences. [S.l: s.n.]. 1978 Disponível em:
<http://journals.ametsoc.org/doi/abs/10.1175/1520-
0469%281978%29035%3C2362%3ALTVODI%3E2.0.CO%3B2>.
BERGER, A.L. Astronomical theory of paleoclimates and the last glacial–interglacial
cycle. Quaternary Science Review. 11, pp. 571–581. 1992
BERGER, A; LOUTRE, MF. Palaeoclimate Sensitivity to CO and Insolation. ₂ and Insolation. Ambio,
v. 26, n. 1, p. 32–37, 1997. Disponível em: <http://www.jstor.org/sTabela/4314547>.
BIRD, B. W. et al. A 2,300-year-long annually resolved record of the South American
summer monsoon from the Peruvian Andes. Proceedings of the National Academy of
101
Sciences, v. 108, n. 21, p. 8583–8588, 2011. Disponível em:
<http://www.pnas.org/cgi/doi/10.1073/pnas.1003719108>.
BLAAUW, M.. Methods and code for 'classical' age-modelling of radiocarbon
sequences. Quaternary Geochronology 5: 512-518, 2010.
BLOTT, S., 2000. GRADISTAT Version 4.0: A Grain Size Distribution and Statistics
Package for the Analysis of Unconsolidated Sediments by Sieving or Laser
Granulometer. Surface Processes and Modern Environments Research Group,
Department of Geology, Royal Holloway University of London (Available at
http://www.kpal.co.uk/gradistat.html).
BOND, G., et al. Persistent solar influence on north Atlantic climate during the
Holocene. Science 294 (5549), 2130–2136. 2001.
BURBRIDGE, Rachel E.; MAYLE, Francis E.; KILLEEN, Timothy J. Fifty-thousand-
year vegetation and climate history of Noel Kempff Mercado National Park, Bolivian
Amazon. Quaternary Research, v. 61, n. 2, p. 215–230, 2004.
BUSH, M. B. et al. Fire, climate change and biodiversity in Amazonia: a Late-
Holocene perspective. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological
Sciences, v. 363, n. 1498, p. 1795–1802, 2008. Disponível em:
<http://rstb.royalsocietypublishing.org/cgi/doi/10.1098/rstb.2007.0014>.
BUSH, M. B.; SILMAN, M. R.; LISTOPAD, C. M. C. S. A regional study of Holocene
climate change and human occupation in Peruvian Amazonia. Journal of
Biogeography, v. 34, n. 8, p. 1342–1356, 2007. Disponível em:
<http://doi.wiley.com/10.1111/j.1365-2699.2007.01704.x>.
BUSH, M. B et al. Holocene fire and occupation in Amazonia: records from two lake
districts. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences, v.
362, n. 1478, p. 209–218, 2007. Disponível em:
<http://rstb.royalsocietypublishing.org/cgi/doi/10.1098/rstb.2006.1980>.
BUSH, Mark B.; OLIVEIRA, Paulo E. De. The rise and fall of the Refugial Hypothesis
of Amazonian speciation: a paleoecological perspective. Biota Neotropica, v. 6, n. 1,
102
p. 0–0, 2006. Disponível em: <http://www.scielo.br/scielo.php?
script=sci_arttext&pid=S1676-06032006000100002&lng=en&nrm=iso&tlng=en>.
CARCAILLET, C., AKMQUIST, H, ASNOG, H., BRADSHAW, R.H.W. et al. Holocene
biomass burning and global dynamics of the carbon cycle a nchez Go n.
Chemosphere, v. 49, p. 845–863, 2002.
CASTAÑEDA, Isla S.; SCHOUTEN, Stefan. A review of molecular organic proxies for
examining modern and ancient lacustrine environments. Quaternary Science
Reviews, v. 30, n. 21–22, p. 2851–2891, 2011.
CHENG, Hai et al. Climate change patterns in Amazonia and biodiversity. Nature
communications, v. 4, p. 1411, 2013. Disponível em:
<http://www.ncbi.nlm.nih.gov/pubmed/23361002>.
CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia Fluvial. São Paulo: Edgard Blucher, 1981.
CLARK, J.S., ROYALL, P.D. Particle-size evidence for source areas of charcoal
accumulation in late holocene sediments of eastern North American lakes.
Quaternary Research, v. 43, n. 1, p. 80–89, 1995.
COCHRANE, M. A. Synergistic interactions between habitat fragmentation and fire in
evergreen tropical forests. Conservation Biology. 15, 1515–1521, 2001
COCHRANE, M. A., LAURANCE, W. F. Fire as a large-scale edge effect in
Amazonian forests. Journal of Tropical Ecology18:311–325, 2002.
COELHO, C. A S; UVO, C. B.; AMBRIZZI, T. Exploring the impacts of the tropical
Pacific SST on the precipitation patterns over South America during ENSO periods.
Theoretical and Applied Climatology, v. 71, n. 3–4, p. 185–197, 2002.
COLINVAUX, P. A.; DE OLIVEIRA, P. E.; BUSH, M. B. Amazonian and neotropical
plant communities on glacial time-scales: The failure of the aridity and refuge
hypotheses. Quaternary Science Reviews, v. 19, n. 1–5, p. 141–169, 2000.
COLINVAUX, P a et al. A paradigm to be discarded: Geological and paleoecological
data falsify the HAFFER & PRANCE refuge hypothesis of Amazonian speciation.
AmazonianaLimnologia Et Oecologia Regionalis Systemae Fluminis Amazonas, v.
103
16, n. January, p. 609–646, 2001. Disponível em:
<http://www.mendeley.com/research/paradigm-discarded-geological-paleoecological-
data-falsify-haffer-prance-refuge-hypothesis-amazonian-speciation/>.
CONROY, Jessica L., et al. Holocene changes in eastern tropical Pacific climate
inferred from a Galapagos lake sediment record. Quaternary Science Reviews, v. 27,
p. 1166–1180, 2008.
CORDEIRO, R.C., et al. Holocene environmental changes in Carajas Region (Para,
Brazil) recorded by Lacustrine Deposits. Verh. Inter. Verein. Limnol. 26, 814–817.
1997.
CORDEIRO, R. C. Mudanças Paleoambientais e Ocorrência de Incêndios nos
Últimos 7400 anos , na Região de Carajás , Pará . Mudanças Paleoambientais e
Ocorrência de Incêndios nos Últimos 7400 anos , na Região de Carajás , Pará .
Niterói, 1995. 134 f. Dissertação (Mestrado em Geociências) – Departamento de
Geoquímica Universidade Federal Fluminense, Niterói, 1995.
CORDEIRO, R. C. et al. Holocene fires in East Amazonia (Carajás), new evidences,
chronology and relation with paleoclimate. Global and Planetary Change, v. 61, n. 1–
2, p. 49–62, 2008.
CORDEIRO, R. C. et al. Biogeochemical indicators of environmental changes from
50Ka to 10Ka in a humid region of the Brazilian Amazon. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 299, n. 3–4, p. 426–436, 2011. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2010.11.021>.
CORDEIRO, R.C., et al. Palaeofires in Amazon: Interplay between land use change
and palaeoclimatic events. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,
2014.
CRONIN, Thomas M. Principles of paleoclimatology. [S.l: s.n.], 1999.
CRUZ, Francisco W. J. et al. Orbitally driven east – west antiphasing of South
American precipitation. Nature Geoscience, v. 2, n. 3, p. 210–214, 2009. Disponível
em: <http://dx.doi.org/10.1038/ngeo444>.
104
CRUZ, Francisco. W. J. et al. Insolation driven changes in atmospheric circulation
over the past 116,000 years in subtropical Brazil. Nature 434, 63–66, 2005.
DE FREITAS, Hermes Augusto et al. Late Quaternary Vegetation Dynamics in the
Southern Amazon Basin Inferred from Carbon Isotopes in Soil Organic Matter.
Quaternary Research, v. 55, n. 01, p. 39–46, 2001. Disponível em:
<https://www.cambridge.org/core/product/identifier/S0033589400028167/type/
journal_article>.
DE MELO, Maria Luciene Dias; MARENGO, José Antonio. Simulações Do Clima Do
Holoceno Médio Na América Do Sul Com O Modelo De Circulação Geral Da
Atmosfera Do Cptec. Revista Brasileira de Meteorologia, v. 23, n. 2, p. 191–205,
2008.
DENEVAN, W.M., 2006a. Charles Mann and humanized landscapes. Geographical
Review 96, 483–486.
DENEVAN, W.M., 2006b. The ecological transition, 1491/1492. Abstracts, Annual
Meeting of the American Anthropological Association, San Jose, pp. 202–203.
DESJARDINS, T. Changes of the forest-savanna boundary in Brazilian Amazonia
during. Holocene, p. 749–756, 1996.
EMBRAPA. Centro Nacional de Pesquisa de Solos (Rio de Janeiro, RJ). Sistema
brasileiro de classificação de solos. 2. ed. – Rio de Janeiro : EMBRAPA-SPI, 2006.
ESTEVES, F.A. Fundamentos de Limnologia. Rio de Janeiro: Editora Interciência,
1988. 574p.
FELDPAUSCH, T. R. et al. Tree height integrated into pantropical forest biomass
estimates. Biogeosciences 9, 3381–3403, 2012.
FEARNSIDE, P. M., Leal Jr., N., Fernandes, F.M. Rain forest Burning and Global
Carbon Budget: Biomass, Combustion Efficiency, and Charcoal Formation in the
Brazilian Amazon. Journal of Geophysical Research 1993; 98, D9: pp. 16733 –
16743.
105
FEARNSIDE, P. M., Amazônia and global warming: Annual Balance of Greenhouse
Gas Emissions from Land-Use Change in Brazil's Amazon Region. In: J.S Levine,
Editor, Biomass Burning and Global Change, vol.2, Biomass burning in South
America, Southeast Asia, and Temperete and Boreal Ecosystems and Oil Fires of
Kwait. MIT Press, Cambridge 1996; pp. 606-617.
FLETCHER, Michael Shawn; MORENO, Patricio Iván. Vegetation, climate and fire
regime changes in the Andean region of southern Chile (38°S) covaried with
centennial-scale climate anomalies in the tropical Pacific over the last 1500 years.
Quaternary Science Reviews, v. 46, p. 46–56, 2012.
FONTES, D. et al. Paleoenvironmental dynamics in South Amazonia, Brazil, during
the last 35,000 years inferred from pollen and geochemical records of Lago do Saci.
Quaternary Science Reviews, v. 173, p. 161–180, 2017. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.quascirev.2017.08.021>.
FUNK, Chris et al. The climate hazards infrared precipitation with stations – A new
environmental record for monitoring extremes. Scientific Data, v. 2, p. 1–21, 2015.
GARCIA, S.R., KAYANO, M.T. Some evidence on the relationship between the South
American monsoon and the Atlantic ITCZ. Theoretical and Applied Climatology 99:
29–38. 2010.
GARCIA, S.R., KAYANO, M.T. Moisture and heat budgets associated with the South
American monsoon system and the Atlantic ZCIT. International Journal of
Climatology, v. 31, n. September 2010, p. 2154–2167, 2011.
GARREAUD, René D et al. Present-day South American climate. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 281, n. 3–4, p. 180–195, 2009. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2007.10.032>.
GILLON, M. et al. Controls on13C and14C variability in soil CO2. Geoderma, v. 189–
190, p. 431–441, 2012. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.geoderma.2012.06.004>.
GORITZ, Vivien (Org.). Encyclopedia of paleoclimatology and ancient environments.
1. ed. [S.l.]: Springer, 2008.
106
HABERLE, Simon G.; MASLIN, Mark A. Late Quaternary Vegetation and Climate
Change in the Amazon Basin Based on a 50,000 Year Pollen Record from the
Amazon Fan, ODP Site 932. Quaternary Research, v. 51, n. 01, p. 27–38, 1999.
Disponível em:
<https://www.cambridge.org/core/product/identifier/S0033589400033913/type/
journal_article>.
HAFFER, J. Speciation in Amazonian Forest Birds. Science. [S.l: s.n.]. , 1969
HAIGH, JOANNA D. The Effects of Solar Variability on the Earth ’ s Climate Author ( s
): Joanna D . Haigh Source : Philosophical Transactions : Mathematical , Physical
and Engineering Sciences , Vol . 361 , No . 1802 , Science and Applications of the
Space Environment : N. Philosophical Transactions of the Royal Society A:
Mathematical, Physical and Engineering Sciences, v. 361, n. 1802, p. 95–111, 2003.
HANDA, N. Organogeochemical studies of a 200-meter core sample from lake Biwa.
III The determination of chlorophyll derivatives and carotenoids. Proceedings of the
Japan Academy, v. 51, n. 94, p. 442–446, 1975.
HARRIS, Nancy L et al. from Deforestation in Tropical Regions. v. 2005, n. June, p.
1573–1576, 2012.
HAUG, Gerald H et al. Southward migration of the intertropical convergence zonce
through the Holocene. Science, v. 293, n. August, p. 1304–1308, 2001.
HOEFS, Jochen. STabela Isotope Geochemistry. 6th. ed. [S.l.]: Springer, 2009.
HOGG, Alan G et al. SHCal13 Southern Hemisphere Calibration, 0–50,000 Years cal
BP. Radiocarbon, v. 55, n. 04, p. 1889–1903, 2013. Disponível em:
<https://www.cambridge.org/core/product/identifier/S0033822200048876/type/
journal_article>.
HOUGHTON, R A. Balancing the Global Carbon Budget. The Annual Review of
Earth and Planetary Sciences, v. 35, p. 313–347, 2007.
HYODO, Fujio et al. Changes in sTabela isotopes, lignin-derived phenols, and fossil
pigments in sediments of Lake Biwa, Japan: Implications for anthropogenic effects
107
over the last 100 years. Science of the Total Environment, v. 403, n. 1–3, p. 139–147,
2008.
IBGE. Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística. Mapa de Vegetação do Brasil
1:5.000.000. Rio de Janeiro: IBGE. 2004. Disponível em:
ftp://geoftp.ibge.gov.br/informacoes_ambientais/vegetacao/mapas/brasil/
vegetacao.pdf
INDERMUHLE, A et al. Holocene carbon-cycle dynamics based on CO 2 trapped in
ice at Taylor Dome, Antarctica. Nature, v. 398, p. 121–126, 1999.
IPCC, Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate change 2014: Climate
Change 2014: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the
Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Core
Writing Team, R.K. Pachauri and L.A. Meyer (eds.)]. IPCC, Geneva, Switzerland, 151
pp.
IPCC, Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate change 2007: The
Physical Science Basis. Cambridge, United Kingdom; New York, USA. IPCC, 2007.
KILLOPS, S., KILLOPS, V. Introduction to Organic Geochemistry. 2nd ed v. 5, p. 236-
237, 2005.
LACERDA FILHO, J. V., et al. (eds.). Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo,
Sistema de Informações Geográficas. Programa Geologia do Brasil. Brasília: CPRM,
2004.
LOMBARDO, Umberto; RODRIGUES, Leonor; VEIT, Heinz. Alluvial plain dynamics
and human occupation in SW Amazonia during the Holocene: A paleosol-based
reconstruction. Quaternary Science Reviews, [s. l.], v. 180, p. 30–41, 2018.
MALHI, Yadvinder; GRACE, John. Tropical forests and atmospheric carbon dioxide.
Trends in Ecology & Evolution, v. 15, n. 8, p. 332–337, 2000.
MALHI, Yadvinder. The carbon balance of tropical forest regions, 1990-2005. Current
Opinion in Environmental Sustainability, v. 2, n. 4, p. 237–244, 2010. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.cosust.2010.08.002>.
108
MALHI, Yadvinder, et al. The regional variation of aboveground live biomass inold-
growth Amazonian forests. Global Change Biology, v. 12, p. 1107–1138, 2006.
MANN, Michael E. et al. Global signatures and dynamical origins of the little ice age
and medieval climate anomaly. Science, v. 326, n. 5957, p. 1256–1260, 2009.
MARENGO, J A et al. Recent developments on the South American monsoon
system. v. 21, n. December 2010, p. 1–21, 2012.
MARENGO, Jose A. Interdecadal variability and trends of rainfall across the Amazon
basin. Theoretical and Applied Climatology, v. 78, n. 1–3, p. 79–96, 2004.
MARLON, Jennifer R. et al. Global biomass burning: A synthesis and review of
Holocene paleofire records and their controls. Quaternary Science Reviews, v. 65, p.
5–25, 2013. Disponível em: <http://dx.doi.org/10.1016/j.quascirev.2012.11.029>.
MARTIN, LOUIS; SUGUIO, KENITIRO, Variation of coastal dynamics during the last
7.000 years recorded in beach-ridge plains associated with river mouths: example
from the southern Brazlian coast. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology. v. 99, p. 119-160. 1992.
MARTIN, LOUIS; et al. Southern oscillation signal in South American palaeoclimatic
data of the last 7000 years. Quaternary Research, v. 39, p. 338–346, 1993.
MASLIN, M a; BURNS, S J. Reconstruction of the Amazon Basin effective moisture
availability over the past 14,000 years. Science (New York, N.Y.), v. 290, n. 5500, p.
2285–2287, 2000.
MAYEWSKI, P.A., et al., 1994. Changes in atmospheric circulation and ocean ice
cover over the North Atlantic during the last 41,000 years. Science, 263, 1747–1751.
MAYLE, Francis E et al. Long-term forest-savannah dynamics in the Bolivian
Amazon: implications for conservation. Philosophical transactions of the Royal
Society of London. Series B, Biological sciences, v. 362, n. 1478, p. 291–307, 2007.
Disponível em: <http://www.ncbi.nlm.nih.gov/pubmed/17255037>.
109
MAYLE, Francis E; BURBRIDGE, Rachel; KILLEEN, Timothy J. Millennial-Scale
Dynamics of Southern Amazonian Rain Forests. Science, New Series, v. 290, n.
5500, p. 2291–2294, 2000. Disponível em: <http://www.jstor.org/sTabela/3081711>.
MAYLE, Francis E; POWER, Mitchell J. Impact of a drier Early-Mid-Holocene climate
upon Amazonian forests. Philosophical transactions of the Royal Society of London.
Series B, Biological sciences, v. 363, n. 1498, p. 1829–38, 2008. Disponível em:
<http://www.ncbi.nlm.nih.gov/pubmed/18267912>.
MEYERS, P A; ISHIWATARI, R. Lacustrine organic geochemistry - an overview of
indicators of organic-matter sources and diagenesis in lake-sediments. Organic
Geochemistry, v. 20, n. 7, p. 867–900, 1993.
MEYERS, P.A. Application of organic geochemistry to paleolimnological
reconstruction: a summary of examples from the Laurention Great Lakes. Organic
Geochemistry, v. 34, p. 261–289, 2003.
MOBERG, Anders et al. Highly variable Northern Hemisphere temperatures
reconstructed from low- and high-resolution proxy data. Nature, v. 433, n. 7026, p.
613–617, 2005.
MONTOYA, Encarni; RULL, Valentí. Gran Sabana fires (SE Venezuela): A
paleoecological perspective. Quaternary Science Reviews, v. 30, n. 23–24, p. 3430–
3444, 2011. Disponível em: <http://dx.doi.org/10.1016/j.quascirev.2011.09.005>.
MOREIRA-TURCQ, P. et al. A 2700 cal yr BP extreme flood event revealed by
sediment accumulation in Amazon floodplains. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, v. 415, p. 175–182, 2014.
MOREIRA, L. S. et al. Holocene paleoenvironmental reconstruction in the Eastern
Amazonian Basin: Comprido Lake. Journal of South American Earth Sciences, v. 44,
p. 55–62, 2013. Disponível em: <http://dx.doi.org/10.1016/j.jsames.2012.12.012>.
MOURGUIART, Philippe et al. Changements limnologiques et climatologiques dans
le bassin du lac Titicaca ( Bolivie ), depuis 30.000 ans. Academie des sciences, v.
325, p. 139–146, 1997.
110
MUNSELL SOIL COLOR CHARS - book of color. Macbeth, a Division of Kollmorgen
Corp., Baltimore, MD. 1992.
NEPSTAD, Daniel C. et al. Amazon drought and its implications for forest
flammability and tree growth: A basin-wide analysis. Global Change Biology, v. 10, n.
5, p. 704–717, 2004.
NEPSTAD, Daniel C. et al. Large-scale impoverishment of Amazonian forests by
logging and fire. Nature, v. 398, n. 1997, p. 505–508, 1999. Disponível em:
<http://www.nature.com/nature/journal/v398/n6727/abs/398505a0.html>.
NEVLE, Richard J.; BIRD, Dennis K. Effects of syn-pandemic fire reduction and
reforestation in the tropical Americas on atmospheric CO2during European conquest.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 264, n. 1–2, p. 25–38, 2008.
NOVELLO, Valdir F. et al. Centennial-scale solar forcing of the South American
Monsoon System recorded in stalagmites. Scientific Reports, [s. l.], v. 6, n. 1, p.
24762, 2016. Disponível em: <http://www.nature.com/articles/srep24762>
OPPO, Delia W.; ROSENTHAL, Yair; LINSLEY, Braddock K. 2,000-Year-long
temperature and hydrology reconstructions from the Indo-Pacific warm pool. Nature,
v. 460, n. 7259, p. 1113–1116, 2009. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1038/nature08233>.
PESSENDA, Luiz Carlos Ruiz et al. The carbon isotope record in soils along a forest-
cerrado ecosystem transect: implication for vegetation changes in Rondônia State,
southwestern Brazilian Amazon region. The Holocene, v. 8, p. 631–635, 1998.
PESSENDA, Luiz Carlos Ruiz et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation
changes in northeastern Brazil determined from carbon isotopes and charcoal
records in soils. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 297, n. 3–4,
p. 597–608, 2010. Disponível em: <http://dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2010.09.008>.
PEROTA, C., BOTELHO, W.C. O sambaqui de Guara-1 e suas variações climáticas
no Holoceno. Symposium International sur l’Evolution des littoreux des Guyanes e
de la zone caraibe meridionale pendent le Quaternaire, Résumés p. 144-146,
Cayenne, 1990.
111
REIN, Bert; LÜCKGE, Andreas; SIROCKO, Frank. A major Holocene ENSO anomaly
during the Medieval period. Geophysical Research Letters, v. 31, n. 17, p. 2–5, 2004.
REUTER, Justin et al. A new perspective on the hydroclimate variability in northern
South America during the Little Ice Age. Geophysical Research Letters, v. 36, n. 21,
p. 1–5, 2009.
RIEDINGER, M a et al. A similar to 6100 C-14 yr record of El Nino activity from the
Galapagos Islands. Journal of Paleolimnology, v. 27, n. 1, p. 1–7, 2002.
RITTER, C.D., ANDRETTI, C.B., NELSON, B.W., 2012. Impact of past forest fires on
bird populations in flooded forests of the Cuini River in the lowland Amazon.
Biotropica 44: 449–453.
RODRÍGUEZ-ZORRO, Paula A. et al. Forest stability during the early and late
Holocene in the igapó floodplains of the Rio Negro, northwestern Brazil. Quaternary
Research (United States), v. 89, n. 1, p. 75–89, 2018.
ROSMAN, J.R., TAYLOR, P.D., Isotopic compositions of the elements (technical
report): commission on atomic weights and isotopic abundances. Pure Appl Chem
70: 217–235, 1998
RUDDIMAN, W.F., 2003. The Anthropogenic Era began thousands of years ago.
Climatic Change 61, 261–293.
SALDARRIAGA, J.G., WEST, D.C. Holocene fires in the Northern Amazon Basin.
Quaternary Research, v. 26, p. 358–366, 1986.
SCHNEIDER, Tapio; BISCHOFF, Tobias; HAUG, Gerald H. Migrations and dynamics
of the intertropical convergence zone. Nature, v. 513, n. 7516, p. 45–53, 2014.
Disponível em: <http://dx.doi.org/10.1038/nature13636>.
SCHOBBENHAUS, C.,et al. Mapa geológico do Brasil. Escala 1:2.500.000. Brasília:
DNPM, 1981.
SEAGER, Richard et al. Blueprints for Medieval hydroclimate. Quaternary Science
Reviews, v. 26, n. 19–21, p. 2322–2336, 2007.
112
SIFEDDINE, Abdelfettah et al. La sédimentation organique lacustre en milieu tropical
huinide (Carajas, Amazonie orientale, Brésil): relation avec les changements
climatiques au cours des 60000 denieres années. Bull. Soc. géol. France, v. 165, n.
6, p. 613–621, 1994.
SIFEDDINE, Abdelfettah et al. Variations of the Amazonian rainforest environment: A
sedimentological record covering 30,000 years. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 168, n. 3–4, p. 221–235, 2001.
SIFEDDINE, Abdelfettah et al. Delivery and deposition of organic matter in surface
sediments of Lagoa do Caçó (Brazil). Journal of Paleolimnology, v. 45, n. 3, p. 385–
396, 2011.
SILVA, G. A. M.; AMBRIZZI, T.; MARENGO, J. A. Observational evidences on the
modulation of the South American Low Level Jet east of the Andes according the
ENSO variability. Annales Geophysicae, v. 27, n. 2, p. 645–657, 2009. Disponível
em: <http://www.ann-geophys.net/27/645/2009/>.
SILVERIO, D. V. et al. Testing the Amazon savannization hypothesis: fire effects on
invasion of a neotropical forest by native cerrado and exotic pasture grasses.
Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences, v. 368, n.
1619, p. 20120427–20120427, 2013. Disponível em:
<http://rstb.royalsocietypublishing.org/cgi/doi/10.1098/rstb.2012.0427>.
SOUBIES, Francois. Existence of a dry phase in the Brazilian Amazon by the
presence of charcoal (6000-3000 years B.P.). Cah. ORSTOM, Ser. Geologie, n. 1, p.
133–148, 1980. Disponível em:
<http://horizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/cahiers/geologie/
00225.pdf>.
STAGER, J Curt et al. A late Holocene paleoclimatic history of Lake Tanganyika ,
East Africa. v. 72, n. 2009, p. 47–56, 2018.
STAVER, A. Carla; ARCHIBALD, Sally; LEVIN, Simon A. The global extent and
determinants of savanna and forest as alternative biome states. Science, v. 334, n.
6053, p. 230–232, 2011.
113
STEIG, E. J. Mid-Holocene climate change. Science, v. 286, n. 5444, p. 1485–1487,
1999.
SUGUIO, K. E BIGARELLA, J.J.. Ambiente fluvial. Curitiba. Editora Universidade
Federal do Paraná, 183 p. 1979.
SUGUIO, K. et al. The evolution of the continental and coastal environments during
the last climatic cycle in Brazil (120 KY. ANOS A.P. to present). Bol. IG-USP,
Sér.Cient., 24: 27-41. 1993.
SUGUIO, K.. Geologia Sedimentar. Editora Edgard Blucher Ltda, São Paulo, 400 p.
2003.
SWAIN, EDWARD B. Measurement and interpretation of sedimentary pigments.
Freshwater Biology, v. 15, n. 1, p. 53–75, 1985.
THOMPSON, L. G. et al. Annually resolved ice core records of tropical climate
variability over the past 1800 years. ∼1800 years. Science, v. 340, n. 6135, p. 945–950, 2013.
TIAN, H. et al. Climatic and biotic controls on annual carbon storage in Amazonian
ecosystems. Global Ecology and Biogeography, v. 9, n. 4, p. 315–335, 2000.
TOIVONEN, Tuuli; MÄKI, Sanna; KALLIOLA, Risto. The riverscape of Western
Amazonia - A quantitative approach to the fluvial biogeography of the region. Journal
of Biogeography, v. 34, n. 8, p. 1374–1387, 2007.
TURCQ, B. et al. Accumulation of organic carbon in five Brazilian lakes during the
Holocene. Sedimentary Geology, v. 148, n. 1–2, p. 319–342, 2002a.
TURCQ, Bruno et al. Carbon storage in Amazonia during the Last Glacial Maximum:
Secondary data and uncertainties. Chemosphere, v. 49, n. 8, p. 821–835, 2002.
TURCQ, Bruno. MUDANÇAS PALEOCLIMÁTICAS DA AMAZÔNIA NO HOLOCENO.
Ciência & Ambiente, 2008.
TRENBERTH, Kevin E et al. the Changing Character of Precipitation. American
Meteorological Society, n. September, 2003. Disponível em: <https://journals-
ametsoc-org.libezproxy.open.ac.uk/doi/pdf/10.1175/BAMS-84-9-1205>.
114
VALLENTYNE, J. R. Sedimentary chlorophyll determination as a paleobotanical
method. Canadian Journal of Botany, v. 33, p. 304-313, 1955.
VAN DER HAMMEN, T.; ABSY, M.L. Amazonia during the last glacial.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 109, p. 247–261, 1994.
VAN DER HAMMEN, Thomas; HOOGHIEMSTRA, Henry. Neogene and Quaternary
history of vegetation, climate, and plant diversity in Amazonia. Quaternary Science
Reviews, v. 19, n. 8, p. 725–742, 2000.
VIANA, João Cláudio Cerqueira et al. A late Holocene paleoclimate reconstruction
from Boqueirão Lake sediments, northeastern Brazil. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 415, p. 117–126, 2014. Disponível em:
<http://dx.doi.org/10.1016/j.palaeo.2014.07.010>.
VIDOTTO, Elaine et al. Dinâmica do ecótono floresta-campo no sul do estado do
Amazonas no Holoceno , através de estudos isotópicos e fitossociológicos. Acta
Amazonica, v. 37, n. 3, p. 385–400, 2007.
VUILLE, M. et al. A review of the South American monsoon history as recorded in
sTabela isotopic proxies over the past two millennia. Climate of the Past, v. 8, n. 4, p.
1309–1321, 2012.
WALKER, Mike J.C. Quaternary dating methods. [S.l.]: John Wiley & Sons, Ltd,
1947. Disponível em:
<http://linkinghub.elsevier.com/retrieve/pii/0168962286900242>.
WETZEL, Robert G. Recent and postglacial production rates of a Marl Lake.
Limnology and oceanography, v. XV, n. 4, p. 491–503, 1970.
WETZEL, Robert G. Limnology, Lake and River Ecosystems. 3rd. ed. California:
Academic Press Limited, 2001.
WORTHAM, Barbara E. et al. Assessing response of local moisture conditions in
central Brazil to variability in regional monsoon intensity using speleothem87Sr/86Sr
values. Earth and Planetary Science Letters, v. 463, p. 310–322, 2017. Disponível
em: <http://dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2017.01.034>.