Reconstrução paleohidrológica do Lago Santa Ninha, Várzea de Curai, Pará, Brasil

LUCIANE

SILVA

MOREIRA

RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLOGICA DO LAGO SANTA NINHA

,

VÁRZEA DE CURUAI

,

PARÁ

,

BRASIL

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

ORIENTADORA

:

.

Niterói

2008

LUCIANE SILVA MOREIRA

RECONSTRUÇÃOPALEOHIDROLÓGICADOLAGOSANTANINHA,VÁRZEADE CURUAI,PARÁ,BRASIL

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

BANCA EXAMINADORA

__________________________________________________ Profª Drª Patricia Moreira Turcq – Orientadora/ IRD

__________________________________________________ Prof Dr. Renato Campello Cordeiro

Universidade Federal Fluminense

___________________________________________________ Prof. Dr. Mauro Toledo - LAGEMAR

Universidade Federal Fluminense

____________________________________________________ Prof Dr. Marcelo Corrêa Bernardes

Universidade Federal Fluminense

____________________________________________________ Prof Dr. Francisco Fernando Lamego Simões-Filho

IRD Niterói

Dedicatória

À minha família, pelo apoio e carinho, em todos os momentos

Agradecimentos

À minha orientadora, Patrícia Turcq e ao professor Bruno Turcq, pela excelente orientação, paciência e dedicação. E ao professor Renato Campello, pelo apoio e atenção em vários momentos durante este trabalho.

À professora Ana Luiza, pelas suas ótimas aulas, por ceder seu laboratório ao nosso trabalho e por me apresentar à minha orientadora.

À minha mãe, que mesmo sem entender muito bem o que eu faço, sempre esteve presente me apoiando incondicionalmente. Ás minhas primas Olívia e Ursula e meu irmão Ricardo, pela ótima convivência e pelos nossos papos madrugada a fora. E a minha irmã, pela confiança no meu trabalho.

Aos meus amigos do departamento, sem os quais este curso não teria sido o mesmo. Ao Fabinho, pelo companheirismo e amizade, por me tirar tantas duvidas e me socorrer por tantas vezes! A minha querida amiga Vanessa, sem a qual eu nem estaria aqui e aos meus amigos Leandro e Fernanda, pelos momentos divertidíssimos e inesquecíveis que passamos juntos. Ao Edgar, pelo auxílio ainda no inicio deste curso, ao Rodrigo Rodrigues, pela participação e boas dicas, à Renata Lima, pela disposição a ajudar, à Elisamara, pelo carinho, hospitalidade nos momentos mais críticos e pelo bom exemplo como profissional que eu admiro muito, ao Marcelo Cabelo, pelos nossos papos e cumplicidade nos trabalhos, ao Léo, pelo seu bom humor contagiante, ao Wilson por sua simpatia e Daniela Claver, Andrea e Patricia Roeser pelo apoio.

Aos companheiros de laboratório Mauricio (suípa), Laureline e Guillaume, pela colaboração e pelos momentos de descontração e especialmente a Mariana Castro, pela nossa tão querida amizade.

A todos os técnicos e funcionários do departamento de Geoquímica da UFF, pelo bom trabalho e suporte que nos proporcionam. Em especial ao Nivaldo, por sempre nos ajudar com tanto carinho.

Aos meus amigos Pablo, Elisa, Paulete, Raquel, Alex, Bruninho e Aline, pelo carinho e amizade e ao Zied, pelas caronas e participação.

RESUMO

A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso dos seus rios, por planícies de inundação. Sabe-se que estas regiões apresentam um grande potencial no armazenamento de matéria orgânica, que por sua vez, reservam importantes informações sobre mudanças climáticas ocorridas no passado. O conhecimento destas alterações pretéritas permite o entendimento de como os ecossistemas podem reagir a futuras mudanças no clima. Tendo em vista estas características, o objetivo deste estudo é reconstruir as mudanças paleoambientais e paleohidrológicas do Lago Santa Ninha, na Várzea do Lago Grande de Curuai, localizada na margem direita do Rio Amazonas, à aproximadamente 850 km da foz. Foram analisados dois testemunhos, denominados como TA12 e TA14 que apresentam, respectivamente, 2,10 e 2,70cm de comprimento. A determinação do teor de água, densidade aparente, granulometria e mineralogia permitiram reconstruir a hidrodinâmica da região. A análise da composição da matéria orgânica, através da concentração de carbono e nitrogênio e dos isótopos estáveis δ13_{C e} δ15_{N indicaram as alterações na vegetação e as datações por carbono 14 revelaram}

que o testemunho TA14 apresenta 5700 anos cal AP. Este estudo colocou em evidencia diferentes ambientes sedimentares: na base do testemunho até 5000 anos cal AP temos uma vegetação inundada que foi gradualmente substituída por bancos de gramíneas e por uma planície com secas sazonais em 4000 anos cal AP até alcançar, desde 700 anos AP as condições atuais deste lago. Essas mudanças são interpretadas como a resposta a um aumento do nível da água do rio durante as enchentes, que por sua vez são conseqüências de alterações climáticas ocorridas na região.

ABSTRACT

Amazonian Rivers are accompanied, during their course, by floodplains, which are named “várzeas”. It is known that these regions have a great potential in the storage of organic matter, which in turn, provides important information about climate change occurred in the past. Knowledge of these changes allows the understanding of how ecosystem may respond to future changes in climate. The physical, chemical and geochemical characteristics of lacustrine sediments were studied to reconstructed paleohydrological control on sedimentation in an Amazonian floodplain. Two cores were collected at the Lago Grande de Curuai floodplain, in Santa Ninha lake, located on the right margin of the Amazon River at 850km of the estuary. Water content, granulometry, radiocarbon datation, microscopic analyses, organic carbon and nitrogen content and δ13_{C were used to characterize the sedimentary processes. The}

core TA12 is 210 cm-long and the TA14 has 270cm that correspond to 5700 years cal BP. The core points out different sedimentary environments: a flooded vegetation at the base of the core till 5000 cal yrs BP is substituted by graminea banks changing to a floodplain encompassing prolonged annual dryness at 4000 cal yrs BP. Since 700 BP the present day varzea lake, permanently overflooded, has been installed. These changes are interpreted as a response to an increase in the level of water in the river during the floods, which in turn are consequences of climate change occurring in the region.

LISTA DE FIGURAS

Figura 1

Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no ano de 2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007)... 19 Figura 2 Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese

realizada pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto da decomposição;

(b) – os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios; ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005)... 20 Figura 3 Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo

de hidrogênio (δD) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO2 (365ppmv) e de CH4 (1600ppbv) também estão indicadas,

correspondendo aos valores registrados no ano de 2000. (RAYNAUD et al., 2000)... 22 Figura 4 Variações orbitais propostas por Milankovitch... 23 Figura 5 Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em

diferentes períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO2. (a) durante o UMG ,(21.000 anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial (adaptado de MAYLE et al., 2004)... 26 Figura 6 Diagrama δ13_{C × C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003)... 31}

Figura 7 Localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007)... ₃₄ Figura 8 Zonas morfoestruturais e principais tributários da Bacia

Amazônica. Adaptado de MORTATTI & PROBST, 2003... ₃₇ Figura 9 Tipos de solo presentes na Bacia Amazônica (CERRI et al.,

2007)... ₃₈ Figura 10 Média anual da precipitação em território brasileiro durante os

anos de 1931 e 1990 (DE OLIVEIRA & NELSON, 2001)... ₃₉ Figura 11 Variação na precipitação durante o ano. (A)–

Dezembro-Janeiro-Fevereiro; (B) Março-Abril-Maio; (C)–Junho-Julho-Agosto; (D)– Setembro-Outubro-Novembro (FIGUEROA & NOBRE, 1990)... ₄₀ Figura 12 Flutuações anuais na descarga do rio Amazonas, medida na

cidade de Manaus, entre os anos 1900 e 1985. Os anos sob influencia do ENSO estão marcados com círculos escuros (AMARASEKERA et al., 1997)... ₄₁

Figura 13 Influência da Zona de Convergência Intertropical na América do

Sul (KAANDORP et al., 2005)... ₄₂

Figura 14 (a) Cidade de Óbidos (b) Várzea do Lago Grande de Curuai... ₄₆

Figura 15 Nível da água medido na Várzea do Lago Grande de Curuai e no Rio Amazonas, na cidade de Óbidos, entre os anos de 1999 e 2004 (MAURICE-BOURGOIN et al., 2007)... ₄₇

Figura 16 Várzea do Lago Grande de Curuai. O Lago Santa Ninha localiza-se na área em destaque... ₄₈

Figura 17 Coleta do testemunho TA14, Lago Santa Ninha, na campanha de 2004... ₄₉

Figura 18 Localização dos testemunhos TA12 e TA14 no Lago Santa Ninha, Várzea do Lago Grande de Curuai, Pará... ₅₀

Figura 19 Testemunhos TA14 e TA12 após abertura em seção transversal.. ₅₁

Figura 20 Chave representando as partículas identificadas em análise microscópica... 58

Figura 21 Radiografia do testemunho TA14... ₆₂

Figura 22 Idades calibradas e modelo cronológico do testemunho TA14... ₆₄

Figura 23 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA14... ₆₆

Figura 24 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA12... ₆₇

Figura 25 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do testemunho TA14... 69

Figura 26 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do testemunho TA12... ₇₀

Figura 27 Difratogramas de raios-X do Topo, Meio e Base do testemunho TA14... 72

Figura 28 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA14... ₇₃

Figura 29 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunhos TA14 e TA12... ₇₄

Figura 30 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA14... ₇₆

Figura 31 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA12... ... 77 Figura 32 Fluxos de carbono orgânico do testemunho TA14... ₇₈

Figura 33 Composição isotópica do testemunho TA14... ₇₉

Figura 34 Elementos identificados em cada fase litológica, através da análise microscópica de material sedimentar do testemunho TA14... ₈₂

Figura 35 Diagrama silte/areia/argila das amostras dos testemunhos TA14(em preto) e TA12 (em vermelho)... ₈₄

Figura 36 Correlação entre os valores de δ_{13C e razão C/N para o} testemunho TA14... ₈₉

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 Coordenadas, espessura da coluna d’água nos pontos de coleta, e comprimento dos testemunhos coletados no Lago

Santa Ninha... 50

Tabela 2 Resumo metodológico aplicado neste trabalho... 59

Tabela 3 Descrição do testemunho TA14 segundo a tabela de Munssel 60 Tabela 4 Descrição do testemunho TA12 segundo a tabela de Munssel 61 Tabela 5 Idades 14C e calibradas do testemunho TA14... 63

Tabela 6 Classificação do tamanho das partículas... 68

Tabela 7 Médias para cada elemento identificado ao longo das cinco unidades litológicas do testemunho TA14... 80

Tabela 8 Síntese dos eventos paleoambientais ocorridos no Lago Santa Ninha nos últimos 5700 anos cal AP... 93

Tabela 9 Idades interpoladas e taxas de sedimentação do testemunho TA14... 113

Tabela 10 Teor de água e densidade do testemunho TA14... 116

Tabela 11 Teor de água e densidade do testemunho TA12... 119

Tabela 12 Granulometria do testemunho TA14... 122

Tabela 13 Granulometria do testemunho TA12... 125

Tabela 14 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA14... 126

Tabela 15 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA12... 126

Tabela 16 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA14... 127

Tabela 17 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA12... 130

Tabela 18 Fluxo de carbono orgânico do testemunho TA14... 133

Tabela 19 Percentual de elementos identificados através das laminas de material sedimentar bruto... 134

LISTA DE ABREVIATURAS

AMS - Espectrometria de Massa com Aceleradores (Accelerator Mass Spectrometry) AP – antes do presente

C – carbono

COT – carbono orgânico total ENSO – El Niño/ oscilação Sul H2O2 - Peróxido de hidrogênio

IBAMA – Instituto Brasileiro do Meio Ambiente IBGE – Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change MOA - Matéria orgânica amorfa

Pg - Pentagrama (1015 gramas) UMG - Último máximo glacial

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO... 15

2 BASE TEÓRICA... 18

2.1 O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA... 18

2.1.1 Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono atmosférico?... 19

2.2 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO... 21

2.3 MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA AMAZÔNIA... 24

2.3.1 Mudanças climáticas durante o Pleistoceno... 24

2.3.2 O Holoceno na Amazônia... 27

2.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS... 28 2.4.1 Composição isotópica do carbono e nitrogênio... 28

2.4.2 Composição elementar... 30

2.4.3 Datação radiocarbônica... 31

2.4.4 Análise microscópica... 31

2.5 INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS... 33

3 ÁREA DE ESTUDO... 34

3.1 RIOS DA BACIA AMAZÔNICA... 35

3.2 GEOLOGIA... 36

3.3 PEDOLOGIA... 37

3.4 CLIMATOLOGIA... 38

3.5 VEGETAÇÃO... 42

3.5.1 Florestas inundáveis... 43

3.6 FORMAÇÃO DAS PLANÍCIES DE INUNDAÇÃO... 44

3.7 VÁRZEA DO LAGO GRANDE DE CURUAI... 45

4 METODOLOGIA... 49 4.1 COLETA... 49 4.2 RADIOGRAFIA... 50 4.3 ABERTURA E DESCRIÇÃO... 51 4.4 DATAÇÃO POR 14C ... 52 4.4.1 Taxa de sedimentação... 52

4.5 CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, GRANULOMÉTRICAS E MINERALÓGICAS DOS SEDIMENTOS... 53

4.5.1 Determinação do teor de água... 53

4.5.2 Determinação da densidade... 53

4.5.3 Granulometria... 53

4.5.4 Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho... 54

4.5.5 Mineralogia por difratometria de Raios X... 55

4.6 GEOQUÍMICA ORGÂNICA... 56

4.6.1 Fluxo de carbono... 56

4.7 PREPARAÇÃO DAS LÂMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO... 57

4.8 RESUMO METODOLÓGICO... 59

5 RESULTADOS... 60

5.1 DESCRIÇÃO DOS TESTEMUNHOS... 60

5.2 RADIOGRAFIA... 61

5.3 DATAÇÕES COM 14C... 62

5.4 SEDIMENTOLOGIA... 65

5.4.1 Determinação do teor de água ... 65

5.4.2 Determinação da densidade aparente... 65

5.4.3 Granulometria... 67

5.5 Mineralogia... 71

5.5.1 Mineralogia por difração de raios X... 71

5.5.2 Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho... 71

5.6 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA... 75

5.6.2 Fluxo de carbono orgânico... 77

5.6.3 Isótopos estáveis de Carbono (δδδδ13C) e nitrogênio (δδδδ15N).. 78

5.7 LAMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO... 80

6 DISCUSSAO... 83 7 CONCLUSÕES... 95 8 REFERÊNCIAS... 96 9 ANEXOS... 112

1 INTRODUÇÃO

A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, com uma área aproximada de seis milhões de Km2 (RODDAZ et al., 2006) e uma descarga média anual que representa 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS

et al., 2001). Devido à sua extensa área, este sistema hidrográfico apresenta um

importante papel na modulação do clima e dos ciclos biogeoquímicos regionais e globais (MAYORGA; AUFDENKAMPE, 2002) que, juntamente com sua peculiar biodiversidade, motivam a realização de diversos projetos científicos.

A região Amazônica é caracterizada por uma notável riqueza em termos de biodiversidade, interpretada como conseqüência de variações paleoclimáticas. Estas oscilações encontram-se registradas nos depósitos sedimentares dos últimos milênios (TURCQ et al., 1998a). Através destes registros, os estudos paleoambientais têm como objetivo detectar alterações na vegetação e na dinâmica sedimentar de rios e lagos, identificando as mudanças ocorridas nos ecossistemas ao longo do tempo.

Atualmente tem se observado um crescimento das discussões científicas sobre as conseqüências que as mudanças climáticas podem causar na Amazônia, o que torna imprescindível o conhecimento de como os ecossistemas amazônicos reagiram a alterações climáticas passadas. Desta forma é possível avaliar a suscetibilidade desta região às variações no clima e compreender quais serão as possíveis conseqüências que futuras mudanças climáticas podem ocasionar.

A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso seus rios, por planícies de inundação, que ocupam uma área de 300.000 Km2 na Amazônia Central (JUNK et al.,1997). Como conseqüência dos pulsos de inundação, decorrentes do ciclo hidrológico dos rios, estima-se que nesta região transite 80% do material transportado pelo Rio Amazonas (MERTES et al., 1996). Desta forma quantidades significativas de matéria orgânica podem ficar estocadas nesta região, de forma temporária ou permanente (MOREIRA-TURCQ et al., 2004).

Segundo Meyers (2003, 1997, 1994) a matéria orgânica presente em sedimentos lacustres conserva informações paleoambientais sobre sua origem, condições de formação, transporte e deposito. Estes dados podem ser obtidos

através da análise de sua composição, que inclui uma variedade de indicadores isotópicos e moleculares.

Para este trabalho foi escolhido um Lago de várzea do Rio Amazonas, um ecossistema onde há grande acúmulo de matéria orgânica, oriunda tanto do Rio Amazonas quanto da produção in situ. Portanto, trata-se de um ambiente com grande potencial para a utilização de indicadores paleoambientais, que nos permitirá obter informações sobre possíveis mudanças climáticas ocorridas em regiões tropicais.

Tendo em vista estas características, o objetivo geral deste trabalho é a reconstrução paleohidrologica do Lago Santa Ninha. Os objetivos específicos são:

- conhecer a dinâmica sedimentar deste lago;

- estimar a taxa de acumulação do carbono orgânico;

- determinar a origem da matéria orgânica acumulada através de análises elementares e isotópicas.

2 BASE TEÓRICA

A Bacia Amazônica, devido à sua dimensão continental e grande diversidade biológica, além da sua importância frente aos processos globais e regionais, vem sendo objeto de diversos projetos científicos. Entre estes, destacam-se as discussões sobre mudanças climáticas, já que esta região exerce importante influência sobre o clima.

Esta influência ocorre, principalmente, através da emissão ou retenção de gases do efeito estufa, da evaporação dos corpos d’água e da evapotranspiração (transpiração das plantas e evaporação da água retida na vegetação, responsável por cerca de 50% das chuvas que a floresta recebe). Devido à enorme quantidade de calor latente liberada para a atmosfera pelas chuvas, a região é uma zona de convecção profunda para a alta atmosfera e uma fonte de calor significativa para o sistema climático global (CAPOZZOLI, 2002; BAKER et al., 2001).

Atualmente, o papel deste ecossistema no contexto climático que mais tem recebido destaque é na emissão e retenção do carbono. Porém, este ainda é um tema muito debatido na comunidade cientifica, com muitas questões por desvendar, como analisado a seguir.

2.1 O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA

Estima-se que 50% do carbono total estocado pelas florestas tropicais do nosso planeta esteja armazenado na Bacia amazônica (KELLER et al., 1997), o que representa um valor de 127,6 Pg (1 Pg = 1015g). Deste total, 94,3 Pg C está presente na vegetação e 33,3 Pg nos solos, segundo estimativas de Tian e colaboradores (2000).

Porém, devem-se levar em consideração os diferentes ecossistemas amazônicos, já que apresentam capacidades distintas no estoque de carbono. Segundo Adam e Faure (1998), as florestas úmidas tropicais armazenam cerca de 320 toneladas de carbono por cada hectare, enquanto as florestas decíduas e as savanas apresentam um potencial de 260 e 90 toneladas/hectare, respectivamente. A figura 1 permite observar esta diferente capacidade ao longo da bacia amazônica.

Figura 1: Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no ano de 2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007).

2.1.1 Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono atmosférico?

Estudos globais sobre a liberação de carbono observaram que, entre 1980 e 1989, a emissão total de CO2 para a atmosfera foi de 7,1 Pg C/ano, sendo que 5,5

Pg C era oriundo da queima de combustíveis fósseis e 1,6 Pg do desflorestamento. Deste valor total, apenas 3,3 Pg/ano permaneceram na atmosfera e 2,0Pg C/ano foram transferidos para os oceanos. Os 1,8 Pg C/ano restantes foram provavelmente absorvidos por ecossistemas terrestres (MALHI et al., 1999).

Diversos trabalhos têm demonstrado que a floresta amazônica intacta atua como um importante absorvedouro de carbono (CAPOZZOLI, 2002; MALHI et al., 1999; MALHI ; GRACE, 2000; NOBRE, 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002, PHILIPS et

al., 1998) seqüestrando numa taxa de 0,44 Pg C/ano (PHILIPS et al., 1998).

Segundo Tian et al. (1998), a floresta amazônica é capaz de absorver quantidades similares (ou até mesmo superiores) de carbono atmosférico liberados pelas queimadas.

Porém, devido ao intenso desflorestamento e queima de biomassa, ainda não se sabe se a floresta atua como absorvedouro ou como fonte de carbono. As emissões anuais totais de CO2 decorrentes das queimadas pode chegar a 0,2 Pg

capazes de fazer com que a floresta seqüestre o carbono de forma a anular as emissões antrópicas. Por enquanto, ainda não há dados suficientes para concluir sobre o papel da Amazônia no balanço de carbono, assim como ainda perduram incertezas sobre os altos valores de retenção e emissão deste elemento (NOBRE ; NOBRE, 2002).

Além desta emissão antrópica, alguns trabalhos têm demonstrado que os rios e as planícies inundáveis amazônicos emitem CO2 para a atmosfera, (RAYMOND,

2005; MAYORGA et al., 2005; RICHEY et al., 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002), podendo chegar a uma taxa de 0,5 Pg por ano, na Bacia Amazônica (RICHEY et al., 2002). Este carbono pode ser proveniente da matéria orgânica que é transportada pelos rios e florestas inundadas, onde sofre decomposição, liberando o CO2. A figura

2 esquematiza a participação da Bacia Amazônica no ciclo global do carbono.

Figura 2: Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese realizada pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto da decomposição;

(b) – os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios;

ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005). 20

Apesar de ser responsável por absorver grande parte do carbono atmosférico, esta capacidade sofre influência de variações climáticas interanuais. Estes acontecimentos fazem com que esta região atue como sumidouro de carbono atmosférico em alguns anos ou como fonte em outros períodos (MELILLO et al., 1996).

Em anos mais secos (como os anos de 1987 e 1992), com influencia do El Niño, a Bacia Amazônica apresentou um balanço liquido emitindo 0,2 Pg de C por ano, segundo dados obtidos por modelos experimentais aplicados por Tian e colaboradores (1998). Esta mesma equipe observou que, em anos mais úmidos (como em 1981 e 1993), esta região é capaz de seqüestrar o equivalente a 0,7 Pg de carbono por ano. Estes diferentes dados revelam que a Amazônia reage rapidamente à variações climáticas numa escala temporal de poucos anos (TURCQ

et al., 2002a), mostrando sua susceptibilidade às alterações no clima.

O aumento continuo na concentração atmosférica de CO2 devido a atividades

antrópicas pode levar a significantes mudanças climáticas. Segundo o Quarto Relatório de Avaliação do Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC, 2007), os valores de CO2 atmosférico aumentaram de 280 ppm no período

pré-industrial, para 379 ppm em 2005, sendo o uso de combustíveis fosseis o principal responsável por esse aumento, seguido pelas mudanças no uso do solo.

A absorção de carbono pelos oceanos e sistemas terrestres também é sensível ao clima, assim como às alterações das concentrações atmosféricas do CO2 (COX et al., 2000). Porém, o nosso planeta já passou por diversas alterações

climáticas, com diferentes mudanças nas concentrações atmosféricas de CO2

(RAYNAUD et al., 2000; INDERMUHLE et al., 1999; PETIT et al., 1999), como discutido no tópico a seguir.

2.2 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO

O Quaternário é um período da era geológica, iniciado há cerca de 1,6 milhões de anos, subdivido em Pleistoceno e Holoceno. Este último iniciou-se há cerca de 10.000 anos 14C, quando as geleiras estavam próximas de sua extensão mínima, sendo caracterizado por menor variedade climática quando comparado com o Pleistoceno. Este foi marcado por uma grande instabilidade no clima, refletido por uma série de eras glaciais, separadas por períodos interglaciais curtos e quentes. A

alternância entre estes períodos causaram mudanças na temperatura e nível dos oceanos e variações nas quantidades de gelo nas calotas polares, afetando o clima do planeta, principalmente em relação à variação da temperatura e da umidade (VIDOTTO et al., 2007).

A análise de bolhas de ar contidas em testemunhos de gelo tem revelado a composição da atmosfera na época em que as camadas de gelo foram depositadas. Estes estudos confirmaram que as concentrações de CO2 e de CH4 oscilaram

seguindo um padrão regular durante os últimos 420.000 anos. Esta oscilação mostrou uma correlação positiva com a concentração de marcadores de paleotemperatura, como o deuterium (δD) e o δ18O (PETIT et al., 1999). A figura 3 evidencia esta correlação, observada segundo analises realizadas no testemunho de gelo coletado na estação russa de Vostok, Antártida.

Figura 3: Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo de hidrogênio (δD) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO2 (365ppmv) e de CH4

(1600ppbv) também estão indicadas, correspondendo aos valores registrados no ano de 2000. (RAYNAUD et al., 2000).

As causas físicas para estas alterações climáticas foram atribuídas à diminuição da insolação no planeta. Segundo M. Milankovitch (1941 apud BERGER ; 22

LOUTRE, 1997) existem três variações previsíveis na órbita da Terra em volta do sol, que ocorrem a cada 100 mil, 41 mil e 22 mil anos. Estas variações modificam a quantidade de energia solar recebida, o que provoca mudanças no clima da Terra.

As variações na orbita da Terra, propostas por Milankovitch, ocorrem na excentricidade da orbita, na obliqüidade e na precessão dos equinócios, como representado pela figura 4.

A excentricidade refere-se à forma da orbita da Terra em torno do sol, que pode torna-se mais excêntrica (elíptica) ou mais circular num ciclo de aproximadamente 100.000 anos. A obliqüidade é a inclinação do eixo de rotação da Terra, que no passado pode ter variado entre 22º e 24,5º, num ciclo de 41 mil anos. Nos períodos de baixa obliqüidade, mais radiação solar atinge latitudes mais baixas, em contraste com os pólos. A precessão dos equinócios é o nome dado à mudança na direção do eixo da Terra em relação ao Sol, que ocorre num ciclo de 19.000 a 23.000 anos (KUKLA ; GAVIN, 2004).

Os dados referentes às concentrações de CO2 e CH4 obtidos nas analises do

testemunho de gelo de Vostok coincidem com os ciclos de obliqüidade e de precessão de Milankovitch (PETIT et al, 1997).

Existem outros estudos que também apresentam correlação com os ciclos orbitais. Analises de pólen em sedimentos lacustres de Sabana de Bogotá, por exemplo, mostraram que a quantidade de determinado táxon arbóreo aumentava e diminuía, em ciclos de 23.000 e 40.000, que correspondem ao ritmos de precessão e obliqüidade (BUSH et al., 2002) Análises das alterações do nível do lago El Valle, no Panamá (BUSH, 2001), e de lagos do Morro dos Seis lagos, no Amazonas também apresentaram flutuações que coincidiam com estas forçantes orbitais (BUSH et al., 2002).

Outro fenômeno que também é capaz de provocar mudanças climáticas está relacionado à atividade solar, analisada através dos ciclos de manchas solares (de aproximadamente 11 anos em média, ou seus múltiplos). Com a variação desta atividade, ocorre aumento ou diminuição na quantidade de calor irradiada na superfície terrestre, provocando alterações no clima (SUGUIO, 1999).

Portanto, a origem das variações climáticas é complexa e resulta da interação de diversos fenômenos, não existindo uma única causa, mas sim a interação de diversos fatores atuando em diferentes escalas temporais e espaciais (SUGUIO, 1999).

2.3 MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA AMAZÔNIA

Determinar as respostas dos ecossistemas amazônicos a alterações significativas na temperatura, precipitação e concentração atmosférica de CO2 que

ocorreram desde o último máximo glacial (UMG) é um tema abordado por diversos pesquisadores. Esta discussão tem como objetivo fornecer subsídios para a compreensão de como a vegetação pode responder a futuras mudanças climáticas.

2.3.1 Mudanças climáticas durante o Pleistoceno

As interpretações sobre as conseqüências que as condições ambientais dos períodos glaciais pleistocênicos provocaram no desenvolvimento da Amazônia ainda apresenta muitos pontos divergentes. A Teoria dos Refúgios, postulada através de 24

dados sobre a distribuição geográfica de espécies vegetais e animais, aliados a evidência de condições climáticas mais secas durante estas fases, constitui uma das principais discussões sobre a origem da diversidade biológica da região amazônica.

Proposta pelo alemão Jürgen Haffer em 1969 e pelo brasileiro Vanzolini em 1970, esta teoria sugere que floresta estaria reduzida a “ilhas” cercadas por savanas, estes espaços limitados, chamados de refúgio, foram locais onde as espécies adaptadas ao clima mais úmido puderam desenvolver-se (DE FREITAS et

al., 2001; BUSH, 1996). Com o retorno às condições mais quentes dos períodos

interglaciais, a floresta se expandia novamente e as espécies dos diferentes refúgios encontravam-se, acentuando a biodiversidade da região.

Durante o UMG, a queda de 5ºC na temperatura média global alterou a atuação da Zona de convergência Intertropical, reduzindo fortemente a precipitação na bacia Amazônica, fazendo com que o clima ficasse mais seco (LEDRU et al., 1998). Este clima tornaria o meio favorável a expansão de savanas, que substituíam a floresta tropical em determinadas regiões (VAN DER HAMMEN ; ABSY, 1994). Porém, em algumas áreas, a floresta permaneceu.

Vários pesquisadores apresentaram resultados que evidenciam a ocorrência de períodos mais secos na Amazônia durante o UMG, representando indícios da existência dos refúgios. Análises de pólen realizadas no estado de Rondônia (VAN DER HAMMEN, 1974 apud BUSH ; OLIVEIRA, 2006) e em Carajás (ABSY et al., 1991 apud TURCQ et al., 2002a) mostraram que ocorreu uma regressão da floresta úmida nestas regiões, como conseqüência de períodos mais áridos. Observações nas alterações do fluxo de carbono na Lagoa da Pata, localizada no Morro dos Seis Lagos, sugerem uma diminuição do nível deste lago (BARBOSA et al., 2004), corroborando com outros dados obtidos para esta mesma região, durante o UMG (CORDEIRO et al., 2005.; CORDEIRO, 2000).

Porém, muitos autores discordam sobre a ocorrência destes períodos secos, baseando-se em dados paleoambientais que sugerem que a Bacia Amazônica era majoritariamente ocupada por floresta tropical úmida durante o UMG. Segundo Bush (1996), o clima deste período não foi seco o suficiente para erradicar a floresta em algumas áreas, como postulado pela Teoria dos Refúgios. Bush et al (2002) apresentou indícios de que o nível de alguns dos lagos do Morro dos Seis Lagos era relativamente alto durante este período e que a vegetação dominante era de fato a floresta úmida (BUSH et al., 2004), em contraste com os outros trabalhos citados no

parágrafo anterior. Colinvaux et al (2000) supõem que as planícies amazônicas nunca foram substituídas por savanas durante qualquer período glacial, corroborando com o revelado por estudos polínicos (COLINVAUX et al., 1996) e pela aplicação de modelos experimentais (COWLING et al., 2001).

Kastner e Goñi (2003) analisaram sedimentos marinhos coletados na foz do rio Amazonas e verificaram que a vegetação não sofreu grandes alterações durante o Pleistoceno tardio, incluindo o UMG. Este resultado sugere que a floresta tropical foi a vegetação dominante da Bacia Amazônica durante os últimos 70.000 anos, não sendo encontrado evidencias do desenvolvimento de grandes áreas de savanas. E ainda existem indícios de que as savanas que atualmente estão presentes na Bacia Amazônica não foram muito mais extensas do que atualmente, especialmente durante o UMG (DE FREITAS et al., 2001).

Apesar destas divergências, existem fortes indícios de que a floresta amazônica, desde o UMG até os dias atuais, desenvolveu-se (BEHLING et al., 2001), apresentando um crescimento de 39%. Este desenvolvimento implicou num aumento do estoques de carbono, que segundo Behling (2002), passou dos 139,7 × 109 toneladas para os atuais 168 × 109 ton.

A figura 5 seguir representa os valores estimados (através do modelo experimental SDGYM) da produção do carbono durante o UMG, o Holoceno Médio e o período pré-industrial. Os valores da concentração atmosférica de CO2 para cada

período também estão registrados, sendo possível observar um aumento dos estoques de carbono acompanhado pelo aumento deste gás na atmosfera.

Figura 5: Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em diferentes períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO2. (a) durante o UMG

,(21.000 anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial (adaptado de MAYLE et al., 2004).

2.3.2 O Holoceno na Amazônia

Em contraste com o Pleistoceno, o Holoceno não foi caracterizado pela ocorrência de fases glaciais globais. No entanto, estudos paleoambientais têm registrado importantes alterações climáticas durante este período em diversas regiões, como apresentado a seguir.

O clima do Holoceno Inferior e Médio na Amazônia foi provavelmente mais seco e variável do que o registrado atualmente (TURCQ et al., 2007). Entre 7000 e 4000 anos AP foram detectadas diversas ocorrências de paleoincêndios, através do estudo da deposição de carvão no sedimento, associados a eventos climáticos mais secos (CORDEIRO et al., 2007 (in press), 1997; TURCQ et al., 1998b; CORDEIRO, 1995). Estes dados coincidem com o aumento nos níveis de CO2 revelados pelo

testemunho de gelo de Taylor Dome, Antártida (INDERMUHLE et al., 1999).

Além desta evidencia, outros dados também sugerem a ocorrência de clima seco durante o Holoceno. Análises de pólen revelaram a existência de fases secas na Amazônia Central entre 4000 e 3500 anos 14C AP e 2100 e 700 anos 14C AP (ABSY, 1979 apud BEHLING et al., 2001) e no sul da Amazônia, entre 9000 e 3000 anos 14C (MAYLE et al., 2000). Num lago da Amazônia Ocidental, Bush e Oliveira (1988) observaram uma redução do nível da água entre 4200 e 3150, interpretado devido à ausência de diatomáceas.

Apesar destas fases mais secas, em outras regiões foram constatadas condições mais úmidas, como no caso do Rio Curuá (350km de Belém, Pára). Behling e Costa (2000) observaram um aumento contínuo do nível da água entre 6000 e 2500 anos 14C AP, interpretado como reflexo de um clima mais úmido. Irion

et al também determinaram a ocorrência de uma fase mais úmida no baixo Tapajós,

a partir de 4300 anos cal AP.

Portanto, estes dados mostram que ocorreram dois padrões distintos de vegetação holocênica na Amazônia (DE OLIVEIRA et al., 2002). Enquanto, por um lado, existem evidencias de que o clima e a vegetação florestal não apresentaram mudanças significativas durante o Holoceno (HABERLE ; MASLIN, 1999), a existência de alterações climáticas nesse mesmo período também foi registrada. A ocorrência de paleoincêndios em decorrência de um clima mais seco (CORDEIRO et

1995), com conseqüente processo de sucessão vegetal (MAYLE et al., 2000; MARTINELLI et al., 1996) constituem o segundo padrão de vegetação característico do período Holoceno na região Amazônica.

Esta divergência entre evidencias de períodos úmidos e secos em diferentes regiões da Amazônia reflete as diferentes condições climáticas regionais. Isto ocorre devido a distribuição desigual de precipitação, o que resulta em condições úmidas em alguns lugares e condições secas em outros durante determinados períodos (CORDEIRO, 1995).

Estes dados mostram que o Holoceno também foi marcado por mudanças climáticas. A mudança para as condições climáticas atuais, mais estável e mais úmido, parece ter sido estabelecida por volta de 1500 anos cal AP (TURCQ et al., 2007).

2.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS

Existem diversas ferramentas que auxiliam na reconstrução paleoambiental em diferentes ambientes. A análise geoquímica da matéria orgânica sedimentar é um dos destaques nestes estudos.

Tanto a produção quanto a preservação da matéria orgânica são afetadas pelas condições ambientais. Portanto, a análise deste material fornece indícios das condições climáticas presentes no período da sua deposição.

O material orgânico presente em ambientes lacustres pode ser de origem autóctone, produzido no próprio lago, ou então de origem alóctone, proveniente das áreas adjacentes e transportadas e depositadas em sedimentos de ecossistemas lacustres. Portanto, a análise da composição do material orgânico permite inferir tanto sobre processos que ocorreram no interior do ambiente lacustre quanto no seu exterior.

2.4.1 Composição isotópica do carbono e nitrogênio

A composição isotópica do carbono e do nitrogênio é muito sensível às alterações físico-químicas e biológicas do meio (HERCZEGA et al., 2001), o que permite inferir sobre mudanças na disponibilidade de nutrientes e identificar as diferentes fontes da matéria orgânica (MEYERS, 2003).

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

δ13

C= 13C/12C amostra – 13C/12C padrão

13

C / 12C padrão

As plantas, com diferentes vias de fixação do carbono, discriminam o 13CO2

durante a fotossíntese, como conseqüência da diferente cinética bioquímica das moléculas contendo o 13C e o 12C.

Existem duas principais vias, classificadas como ciclo C4 e C3. Os vegetais

que realizam o ciclo C4 apresentam um mecanismo mais eficiente na captação do

CO2. Como possuem uma maior capacidade de absorver este gás, a necessidade

de abertura dos seus estômatos é menor. Assim, o tempo de abertura destas estruturas é reduzido, fazendo com que as células percam menos água.

Entre as espécies que representam este tipo de vegetação estão as gramíneas tropicais, enquanto as plantas C3 são tipicamente árvores (MEDINA et al.,

2005; PESSENDA et al., 2002).

A alta eficiência na utilização da água faz com que os vegetais C4 sejam mais

capazes de se expandir em climas quentes e secos com fraca precipitação (STREET-PERROT et al., 2004; HUANG et al., 2001; STREET-PERROT et al., 1997). Este tipo de vegetação é um provável indicio da ocorrência de uma regressão da floresta, associada a um clima mais seco.

Como as plantas C4 acumulam maiores quantidades de CO2 em seu ciclo

metabólico, seu sinal isotópico tende a ser menos negativo do que o sinal apresentado pelas plantas C3. As plantas C4 possuem valores de δ13C entre –8 e –

13 ‰, enquanto as plantas C3 tem valores entre –23 e – 36 ‰ (MEYERS, 1994).

O nitrogênio apresenta dois isótopos estáveis no ambiente: o 14N e o 15N. Sua composição isotópica é indicador de alterações na utilização do nitrato, da desnitrificação e fixação de N2 (LEHMANN et al., 2002), que por sua vez permitem

avaliar modificações na produtividade de ambientes marinhos e lacustres.

O valor do δ15N do NO3-, a forma dissolvida do nitrogênio mais utilizada pelas

algas, é geralmente maior do que o N2, utilizado pelas plantas através de

é preservada nos valores de δ 15N da matéria orgânica algal (+ 8,5 ‰) e de plantas C3 (+ 0,5‰). Uma maior presença de cianobactérias, que são organismos capazes

de realizar a fixação do nitrogênio atmosférico (N2), também é responsável por

valores mais baixos de δ15N (de -1 a 3‰), aproximadamente) (MEYERS, 2003).

2.4.2 Composição elementar

A concentração de carbono orgânico total (COT) é um indicador fundamental para determinar a quantidade de matéria orgânica no sedimento. Como esta contem 50% de carbono, a matéria orgânica sedimentar equivale a duas vezes o valor do COT (MEYERS, 2003).

A concentração total de nitrogênio também é utilizada para a reconstrução paleoambiental, porém, assim como a concentração de carbono, não é, por si só, suficiente para informar a cerca da origem da matéria orgânica. Para este tipo de informação utiliza-se a razão entre os valores de carbono e nitrogênio encontrados no sedimento, denominado por relação C/N.

As algas lacustres, que são ricas em proteínas e pobres em celulose, apresentam uma relação C/N entre 4 e 10, aproximadamente. Nas plantas vasculares, onde o conteúdo em celulose é maior, a razão C/N apresenta valores superiores a 20 (MEYERS, 1994).

Os valores de δ13_{C das plantas C3 e C4 podem ser utilizados em simultâneo}

com os valores da razão C/N de algas e plantas vasculares para auxiliar na identificação das principais origens da matéria orgânica sedimentar. Para isto existe um diagrama, proposto por Meyers (1994) e representado na figura 6. No entanto, estes valores devem ser utilizados como guia, onde desvios podem ocorrer como conseqüência de variações na composição bioquímica, modificações diagenéticas, entre outros (MEYERS, 2003).

Figura 6: Diagrama δ13_{C × C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003).}

2.4.3 Datação radiocarbônica

O radionuclídeo 14C é formado continuamente na estratosfera, sendo assimilado pelas plantas no processo fotossintético. Os animais, ao ingerirem os vegetais, incorporam este elemento. Quando morrem, a troca de 14C com a atmosfera é interrompida e a concentração deste tende a diminuir, já que é de natureza radioativa. Este decaimento ocorre em taxa constante e, medindo a razão entre o 14C e o 12C em uma amostra, podemos então calcular a sua idade (PESSENDA et al., 2002).

A meia vida do 14C (tempo necessário para que a atividade se reduza à metade) é de 5.730 anos e o limite de detecção desta técnica permite determinar a idade de até 60.000 anos AC (PESSENDA et al., 2002).

No entanto, existem variações naturais das concentrações de 14C na atmosfera, revelados por anéis de crescimento anual de árvores. Devido à estas alterações, foi criado uma curva de calibração, onde as idades podem ser re-calculadas, sendo expressas em anos cal AP (antes do presente) (TURCQ et al., 2007).

2.4.4 Análise microscópica

A análise microscópica do material sedimentar permite identificar diferentes tipos de matéria orgânica, em diferentes estágios de decomposição, que podem ser

agrupados em dois principais grupos, denominados por matéria orgânica amorfa e fragmentos ligno-celulósicos.

A matéria orgânica amorfa pode ser do tipo avermelhada, que é formada através da decomposição bacteriana de restos vegetais (ERCEGOVAC et al., 2006). Este tipo de matéria orgânica caracteriza-se pelo seu estágio mais avançado de decomposição. Dentro deste grupo ainda podemos encontrar a matéria orgânica amorfa acinzentada, que tem origem na produtividade fitoplanctônica lacustre (SIFEDDINE et al., 1996), representando a degradação da matéria orgânica em ambientes anóxicos.

Os fragmentos ligno-celulósicos são representados pelas cutículas, que são camadas extracelulares que recobrem a epiderme de vegetais vascularizados (ERCEGOVAC et al., 2006). Além deste tipo de material, também encontram-se os fragmentos ligno-celulósicos opacos, resultantes da degradação oxidativa (SIFEDDINE et al., 1996) , e os fragmentos ligno-celulósicos translúcidos, caracterizados pela decomposição moderada de tecidos de plantas vasculares (TURCQ et al., 2002b).

A análise microscópica da presença de carvão depositado em sedimentos também constitui um dos diversos indicadores paleoambientais. A queima de biomassa vegetal produz partículas de carvão que são transportadas pelos ventos, escoamento superficial e rios até seu local de deposição (VERARDO ; RUDDIMAN, 1996). Este parâmetro é considerado um importante marcador de mudanças climáticas, já que a ocorrência, propagação e dimensão dos incêndios estão relacionados a padrões climáticos específicos (CORDEIRO, 2000) .

No entanto, além deste enfoque orgânico, existem outras analises geoquímicas que também permite avaliar as condições climáticas pretéritas, como a mineralogia, fracionamento granulométrico, entre outros. Estes parâmetros, em conjunto, permitem obter informações mais amplas sobre as condições nas quais o material sedimentar foi depositado, como discutido no capítulo a seguir.

2.5 INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS

A identificação das mudanças no sistema fluvial e lacustre através do tempo – paleohidrologia – é considerada um importante indicador paleoambiental. Como o clima é um dos principais fatores que controlam o comportamento dos rios, alterações na sua dinâmica fluvial indicam mudanças climáticas ocorridas na região, que podem ficar registradas nos depósitos sedimentares (SUGUIO; BIGARELLA, 1979).

Portanto, a análise da natureza do material sedimentar fluvial e lacustre representa diferentes indicadores paleohidrológicos. Sua análise permite descrever as características físicas e mineralógicas do sedimento, que refletem as condições ambientais à que o rio esteve sujeito.

A determinação da granulometria do sedimento permite analisar as condições ambientais sob as quais este material foi depositado. Por exemplo, um ambiente com uma hidrodinâmica menos turbulenta irá favorecer a deposição de um material sedimentar mais fino (IRION et al., 2006), assim como um ambiente com mais energia é capaz de transportar sedimentos mais grossos.

A identificação dos minerais presentes ao longo do testemunho também permite inferir sobre as condições ambientais nas quais estes foram sedimentados. Os argilo-minerais, por sua vez, podem ser utilizados como indicadores da intensidade de processos erosivos, de transporte e ainda fornecem subsídios para avaliar a influência que os diferentes tributários exerceram ao longo do Rio Amazonas (GUYOT et al., 2007).

3 ÁREA DE ESTUDO

A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, ocupando 5,8  ₁₀6

Km2 e com uma área deposicional de 2,5-3  ₁₀6 _Km2 _{(RODDAZ et al., 2006). Sua}

descarga média anual é estimada em 175000 m3/s (ROSSETTI; VALERIANO, 2007) representando 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS et al., 2001).

Este complexo hidrológico está localizado entre 5º de latitude Norte e 20º de latitude sul e se estende desde 50º a 80º de longitude oeste (TARDY et al., 2005), sendo limitado a oeste pela Cordilheira dos Andes; a norte pelo Planalto das Guianas e cerrados da Colômbia e Venezuela; ao sul pelo Planalto Central e à leste pelo Oceano Atlântico (CERRI et al., 2007).

Aproximadamente 70% da Bacia Amazônica está situada no Brasil (KIRBY et

al., 2006). O restante abrange o Peru, Bolívia, Colômbia, Equador, Venezuela e

Guiana (fig. 7).

Figura 7: localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007).

3.1 RIOS DA BACIA AMAZÔNICA

A Bacia Amazônica é um complexo hidrológico formado por vários rios. O Rio Amazonas é o principal rio deste sistema. Ele é formado pela confluência dos Rios Marañon e Ucayali, no Peru. Quando chega em território brasileiro recebe o nome de Solimões (MOREIRA-TURCQ et al., 2003). Quando este último encontra o Rio Negro, na cidade de Manaus, forma o Rio Amazonas (GUYOT et al., 2007), que ao longo dos seus 6518 Km recebe mais de 1000 tributários (SALATI; VOSE, 1984

apud KONHAUSER et al., 1994).

Os tributários do Amazonas apresentam algumas características químicas distintas, sendo os seus teores em material orgânico e sedimentar reflexo das diferenças geológicas e pedológicas das suas áreas de origem. Esta classificação ocorre em três categorias, de acordo com a coloração de suas águas, segundo classificação proposta por Sioli (1984 apud KONHAUSER et al., 1994):

- os rios de águas brancas, como o Rio Solimões e Madeira, são rios originários da Cordilheira dos Andes, onde os processos erosivos são muito intensos, o que lhes confere um alto teor de sedimentos em suspensão e um teor orgânico relativamente baixo;

- os de rios de águas pretas e claras são encontrados em planícies, onde a erosão é menos marcante do que na região anterior. Logo, a concentração de material em suspensão é mais baixa. Os rios de águas pretas, como o Rio Negro, possuem alto teor de matéria orgânica dissolvida, já que irrigam florestas, e pH ácido;

- os rios de águas claras (Rios Xingu, Tapajós e Trombetas), são originários dos Escudos das Guianas e dos Escudos Brasileiros, e são caracterizados por uma alta atividade fitoplanctônica (DOSSETO

et al., 2006; MOREIRA-TURCQ et al., 2003; FURCH; JUNK, 1997;

3.2 GEOLOGIA

A bacia Amazônica apresenta diferentes formações geológicas, agrupadas em três estruturas morfológicas: os escudos das Guianas, ao norte, e o escudo brasileiro, ao sul; entre estes, na Amazônia central, encontram-se os depósitos fluviais datados do Cenozóico, região conhecida como planície sedimentar amazônica.; e na parte ocidental da bacia encontra-se as Cordilheiras dos Andes (MORTATTI et al., 1997; DOSSETO et al., 2006), como mostra a figura 8.

O escudo das Guianas (com picos montanhosos de até 3000m) e o escudo brasileiro (com altitude média de 1200m) apresentam a mesma evolução tectônica (GUYOT et al., 2007), com predominância de rochas ígneas e metamórficas bastante erodidas (STALLARD; EDMOND, 1983 apud MORTATTI; PROBST, 2003).

A planície sedimentar Amazônica apresenta-se apenas um pouco acima do nível do mar e é composta principalmente por material sedimentar proveniente da erosão dos Andes. É nesta região que se formam, periodicamente, planícies de inundação (GUYOT et al., 2007).

A cordilheira dos Andes se formou através da colisão das placas de Nazca e sul-americana, desde o mioceno. Apresenta alta declividade, com forte ação erosiva: aproximadamente 1000 toneladas por Km2/ano, o que justifica o alto teor de sedimentos que esta região fornece às planícies amazônicas (IRION, 1989), como citado anteriormente.

Figura 8: Zonas morfoestruturais e principais tributários da Bacia Amazônica. Adaptado de MORTATTI; PROBST, 2003.

3.3 PEDOLOGIA

A maior parte dos solos na Amazônia possui um baixo potencial de nutrientes devido à intensa intemperização ocorrida ao longo da evolução geológica da região.

Segundo Cerri e colaboradores (2007), os tipos de solo que cobrem 75% da bacia amazônica são os latossolos e podzólicos (figura 9). Os solos do tipo plintossolo correspondem a 7,4% e gleissolo, 5,3%. A área restante é composta por mais outros onze tipos de solo.

Os latossolos são caracterizados por horizontes de acumulação de argila. São solos mais antigos, permeáveis e bem drenados, com quantidades variáveis de ferro e alumínio, com a caulinita como argilo mineral predominante. Este tipo de solo evidencia um avançado estágio de intemperização (GUYOT et al., 2007).

Os solos podzólicos desenvolvem-se nas zonas menos drenadas influenciadas pelo lençol freático . São característicos de áreas mais recentes do que os latossolos, porém também apresentam baixa fertilidade (CERRI et al., 2007).

Figura 9: Tipos de solo presentes na Bacia Amazônica (CERRI et al., 2007).

3.4 CLIMATOLOGIA

O clima na Bacia Amazônica é predominantemente quente e úmido, caracterizado por pequenas variações na temperatura durante os dias e entre os meses.

O clima atual desta região é uma combinação de vários fatores, como a disponibilidade de energia solar. O oceano Atlântico também influi, participando como fonte primária de vapor de água da Bacia Amazônica, que chega no interior da bacia através dos ventos de leste. A alta temperatura e a umidade resultante destas características favorecem a atividade convectiva, que é um importante mecanismo de aquecimento da atmosfera. Este fenômeno é um dos principais responsáveis pelos altos índices de pluviosidade registrados nesta região (FISCH et al., 2005, FISCH et al., 1998, SALATI; MARQUES, 1994).

Além destas características, a precipitação na Bacia Amazônica também sofre forte influência da própria vegetação. Acredita-se que 50% das chuvas que a região recebe é originada da evaporação dos corpos d’água e da evapotranspiração dos vegetais (SHUKLA; MINTZ, 1982 apud MAYLE et al., 2004). Nepstad et al. (1994) observaram ainda que existem arvores na floresta Amazônica com raízes que podem chegar até a 18 metros de profundidade. Esta característica aumenta a habilidade na captação de água, permitindo que a evapotranspiração continue mesmo em períodos secos.

A precipitação média observada nesta área é de 2300 mm/ano, sendo uma das regiões com os maiores índices de pluviosidade do mundo (SALATI E MARQUES, 1984). No entanto, apresenta locais (na fronteira entre o Brasil, Colômbia e Venezuela) em que o total anual apresenta valores mais elevados do que a média (FISCH et al., 2005) , evidenciado pela figura 10 :

Figura 10: Média anual da precipitação em território brasileiro durante os anos de 1931 e 1990 (DE OLIVEIRA; NELSON, 2001).

Outra característica marcante no clima da Região Amazônica é a distribuição sazonal da precipitação nesta região, onde é possível observar uma estação seca e uma estação chuvosa bem definida, ocasionando flutuações no nível das águas dos rios.

O período de chuvas ocorre entre Novembro e Março, sendo que o período de seca (sem grande atividade convectiva) é entre os meses de Maio e Setembro. Os meses de Abril e Outubro são meses de transição entre esses dois períodos.

A distribuição de chuva nos meses de Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF) apresenta uma região de precipitação elevada situada na parte oeste e central da Amazônia. Por outro lado, no trimestre Junho-Julho-Agosto (JJA), o centro de máxima precipitação deslocou-se para o norte e situa-se sobre a América Central (FISCH et al., 2005). . A figura 11 evidencia os estágios descritos anteriormente.

Figura 11: Variação na precipitação durante o ano. (A)– Dezembro-Janeiro-Fevereiro; (B) Março-Abril-Maio; (C)–Junho-Julho-Agosto; (D)–Setembro-Outubro-Novembro (FIGUEROA; NOBRE, 1990).

A região tropical é um dos locais onde ocorrem as principais trocas de energia que condicionam o clima da Terra. A Amazônia, em particular, exerce uma importante influência no clima terrestre, que já foi observada em diversas simulações climáticas (MACHADO; LAURENT, 2007).

Devido à sua extensa área, a Bacia Amazônica é afetada por variações climáticas globais (FISCH et al., 1998), que podem ser causadas por diferentes fenômenos climáticos.

Na Amazônia, o El Niño/Oscilação Sul (ENSO) é um dos eventos que exerce influência no clima. O ENSO ocorre devido a um aquecimento anormal das águas 40

superficiais do Oceano Pacífico, acompanhado por um enfraquecimento dos ventos alíseos (que sopram de leste para oeste). Conseqüentemente observa-se uma alteração da circulação atmosférica, causando mudanças nos padrões de transporte da umidade na região Amazônica, diminuindo a precipitação e a descarga média anual do Rio Amazonas (CAMPOS et al., 2001; SCHONGART et al., 2007) como representado pela figura 12.

Figura 12: Flutuações anuais na descarga do rio Amazonas, medida na cidade de Manaus, entre os anos 1900 e 1985. Os anos sob influencia do ENSO estão marcados com círculos escuros (AMARASEKERA et al., 1997).

Outro evento climático que também apresenta influência nesta região é a zona de convergência intertropical (ZCIT) (MARTIN et al., 1997; KAANDORP et al., 2005, JACOB et al., 2007). Trata-se de uma região de baixa pressão nos trópicos, onde as massas de ar, de ambos os hemisférios, encontram-se, como mostra a Figura 13.

Figura 13: Influência da Zona de Convergência Intertropical na América do Sul (KAANDORP et al., 2005).

A ZCIT desloca-se anualmente no sentido Norte-Sul, alcançando sua posição mais ao norte durante os meses de Junho-Setembro, resultando num período mais seco na Amazônia. Quando está na sua posição mais ao Sul, provoca uma atividade convectiva nesta região, causando um período mais úmido entre Outubro e Maio (MENDES et al., 2000; KAANDORP et al., 2005).

3.5 VEGETAÇÃO

A pluviosidade também influencia o tipo de vegetação presente numa região. Quando a precipitação é superior a 2000 mm, as florestas tropicais se desenvolvem. Se a quantidade de chuva encontrar-se entre 2000 mm e 1500 mm ocorre o aumento de espécies decíduas. Abaixo de 1500 mm há a formação de cerrados. Em regiões onde a precipitação média é inferior a 1000 mm não há desenvolvimento de florestas, que surgem apenas de forma marginal e, finalmente, quando o valor é menor do que 500 mm o ambiente torna-se propício para o desenvolvimento de desertos (VAN DER HAMMEN; HOOGHIEMSTRA, 2000).

As variações sazonais no regime de chuvas presentes na Amazônia são responsáveis pela peculiar diversidade vegetal desta região.

As florestas de terra firme cobrem aproximadamente 70% da Bacia Amazônica. São regiões onde não ocorre inundação. Caracterizam-se por um solo 42

lixiviado, onde o material erodido é carreado para regiões mais baixas, como rios e lagos.

Apesar da maior parte deste território ser coberto pela floresta de Terra Firme, existem outros ecossistemas, como as florestas decíduas e semi-decíduas (onde parte das árvores perdem suas folhas durante o ano), florestas ombrófila densa e aberta, (caracterizadas por não faltar umidade durante todo o ano), savanas amazônicas e florestas inundáveis (IBAMA, 2001).

As savanas amazônicas são campos de vegetação aberta e ocorrem em regiões com precipitação anual inferior a 2000 mm (WHITMORE; PRANCE, 1987

apud SIMÕES-FILHO, 2000).

As florestas inundáveis compreendem as várzeas e igapós, descritas com mais detalhes a seguir.

3.5.1 Florestas inundáveis

Devido à uma topografia plana (que não chega a exceder os 100m acima do nível do mar), solos pouco drenados, grande variação sazonal da precipitação e altos níveis de pluviosidade, grandes áreas da Bacia Amazônica são permanente ou temporariamente inundadas. Estas características tornam este meio apropriado para o desenvolvimento de organismos aquáticos e terrestres, porém fazem com que a utilização pelo homem seja mais difícil. Por esta razão, grandes áreas de planícies inundáveis da Europa e dos Estados Unidos foram eliminadas ou fortemente modificadas (JUNK, 1997).

Na Amazônia, estas florestas inundáveis são conhecidas localmente como várzeas e igapós. Estes termos foram adotados na literatura científica, embora ainda não tenham sido definidos (IRION et al., 1997). O que é amplamente utilizado é a definição proposta por Sioli. Segundo este pesquisador, o termo várzea é utilizado para as regiões inundáveis formadas em áreas próximas aos rios de águas claras, rica em nutriente e material em suspensão. Em contraste, os igapós são principalmente irrigados por rios de águas pretas, com baixo teor de nutriente e material em suspensão (IRION, 1997).

As várzeas são o tipo mais comum de floresta inundável. São caracterizadas por serem áreas de grande produtividade. A produção orgânica nestes ecossistemas

amazônicos é de cerca de 8,4 x 106 toneladas de carbono por ano (JUNK, 1997). Já os igapós possuem solos arenosos, com menor diversidade de espécies.

Estes ecossistemas ocupam uma área entre 140000 km² e 500000 km² dependendo da estação (MARTINEZ; TOAN, 2007). São consideradas componentes importantes das bacias hidrográficas devido ao seu potencial na acumulação de sedimentos (MERTES, 1994).

Moreira-Turcq e colaboradores (2003) estimaram o fluxo de carbono orgânico que o Rio Amazonas recebe de seus tributários e depois compararam com o fluxo encontrado no canal principal deste rio. Foi observado que este valor aumenta, ou seja, o rio apresenta um fluxo maior do que o recebido pelos seus tributários. Estes dados sugerem que existe uma fonte de carbono em outras regiões do Rio Amazonas, como as planícies inundáveis. Além do dióxido de carbono, estas planícies também são consideradas como grandes fontes atmosféricas de metano (MASLIN; BURNS, 2000).

Como foi apresentado no capitulo anterior, existem estimativas sobre a quantidade de carbono armazenado nos solos e na vegetação amazônicos (CERRI

et al., 2007; TIAN et al., 2000; ADAM; FAURE, 1989). No entanto, o que está

estocado nas áreas alagáveis desta região ainda vem sendo pouco explorado, com apenas alguns estudos realizados até o momento.

Alguns destes estudos observaram que, através do balanço de massa de sedimento (DUNNE et al., 1998) e carbono (MOREIRA-TURCQ et al., 2003) no Rio Amazonas, ocorria uma perda de material entre as cidades de Manaus e Itacoatiara. Estes dados revelam que os lagos de várzeas também podem atuar como armadilha de sedimentos e de carbono (MOREIRA-TURCQ et al, 2004).

3.6 FORMAÇÃO DAS PLANÍCIES DE INUNDAÇÃO

Diversos trabalhos mostram que a formação das várzeas esteve relacionada às flutuações do nível do mar durante o pleistoceno (IRION, 1989; IRION et al., 1997; VITAL; STATTEGGER, 2000; BEHLING et al., 2001; BEHLING; COSTA, 2000).

Nos períodos glaciais, o nível do mar era mais baixo, o que causava uma diminuição do nível das águas dos rios. Isto fazia com que grandes áreas ficassem mais expostas à erosão, que ocorria com maior intensidade durante este período, 44