UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINENSE INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE BACHARELADO EM GEOGRAFIA
EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO
RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE
HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)
Niterói 2017
EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO
RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE
HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)
Monografia apresentada ao curso de Bacharelado em Geografia, como requisito parcial para a obtenção do título de Bacharel em Geografia.
Orientador:
Prof. Dr. Humberto Marotta Ribeiro Coorientador:
Dr. Christian Joshua Sanders
Niterói 2017
1.Manguezal. 2.Eutrofização. 3.Planície hipersalina. Janeiro, RJ). I.Título.
Nascimento, Emanuel Francisco Santos do
orgânico em uma floresta de manguezal e planície hipersalina (Guaratiba, Rio de Janeiro) Emanuel Francisco Santos do Nascimento. – Niterói : [s.n.], 2017.
EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO
RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE
HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)
Monografia apresentada ao curso de Bacharelado em Geografia, como requisito parcial para a obtenção do título de Bacharel em Geografia.
Aprovada em 03 de Agosto de 2017.
BANCA EXAMINADORA
_____________________________________________ Prof. Dr. Humberto Marotta Ribeiro (Orientador) - UFF
_____________________________________________ Prof.ª Dra. Thais Baptista da Rocha - UFF
_____________________________________________ Prof. Dr. Rodrigo Coutinho Abuchacra - UERJ
_____________________________________________ Me. Leonardo Amora Nogueira - UFF
Niterói 2017
À minha mãe Lindi, por todo amor e carinho. À minha avó Leonidia, sua história de vida é uma inspiração.
AGRADECIMENTOS
À Universidade Federal Fluminense, por todas as valiosas experiências, oportunidades, amizades, reflexões e amadurecimento que esta me proporcionou ao longo destes anos.
Ao meu orientador Humberto por todos os seus esforços, pronto a resolver qualquer problema que surgisse, seus ensinamentos e conselhos ao longo de mais de 3 anos de estágio. Humberto é alguém que guardo grande estima e admiração por sua dedicação à ciência e honestidade e muito do que conquistei na UFF deve-se ao seu auxílio. Nesse momento só posso agradecer por tudo.
Agradeço ao meu coorientador Christian J. Sanders por suas importantes contribuições e que sempre quando possível esteve a disposição para esclarecer dúvidas, apesar da distância, assim como à Luciana Sanders por todo o auxílio sempre que necessário. À Southern Cross University por todas as análises realizadas. Agradeço ao Núcleo de Estudos em Manguezais da UERJ pela grande ajuda em toda a logística de coleta dos testemunhos, especialmente aos professores Mário Gomes Soares e Gustavo Duque Estrada, assim como à Verônica e todos os demais integrantes do Núcleo que contribuíram diretamente na coleta e acondicionamento dos testemunhos.
Ao Laboratório de Biogeoquímica da UFRJ pelo suporte aos procedimentos de análise e materiais de coleta.
Ao Laboratório de Sedimentologia do Instituto de Geociências da UFF por todo apoio no acondicionamento e preparação das amostras para análise.
Ao Laboratório de Sedimentologia do Instituto de Química por possibilitar importantes análises e ao professor Wilson Thadeu Machado por gentilmente fornecer os dados do testemunho da planície hipersalina, e por abrir o espaço do laboratório.
À FAPERJ pela concessão de fomento que possibilitou o desenvolvimento das mais diversas etapas da pesquisa.
Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pela concessão de bolsa de iniciação científica PIBIC, muito importante ao longo da minha graduação.
À toda a coordenação do curso de Geografia por todo auxílio e, em especial, à Elaine que sempre se mostrou atenciosa às demandas que precisassem ser resolvidas. Aos meus familiares, em especial, minha mãe Lindi e meu pai Helio, meu irmão Daniel e irmãs Anny, Beatriz e Cindi por todo auxílio, sugestões, carinho, enfim, por tudo.
Agradeço imensamente a vocês por tudo que fizeram e continuam fazendo por mim. Só cheguei até aqui pelo apoio de vocês.
À todos os meus colegas e amigos de estágio que sempre se dispuseram a me auxiliar nos momentos em que precisei. Não poderia aqui alguns como a Monique, Vinicius, Leonardo e Adriel e tantos outros que deram suas contribuições.
Aos amigos que fiz ao longo dessa minha trajetória na UFF, e na maravilhosa e inesquecível experiência de intercâmbio no Canadá que esta universidade me proporcionou.
Agradeço aos professores Rodrigo Abuchacra e Thais Rocha, além do doutorando Leonardo Amora, por aceitarem compor a banca examinadora.
O tempo somente é porque algo acontece, e onde algo acontece o tempo está.
RESUMO
Manguezais são ecossistemas costeiros tropicais e subtropicais altamente produtivos e constituem relevantes reservatórios globais de carbono (C), consequência do aporte de matéria orgânica alóctone e de sua produção de biomassa autóctone. Em porções interiores das florestas de manguezais, onde os aportes de água doce e a frequência de inundação pela maré são reduzidos, podem se formar planícies hipersalinas (também denominadas apicuns) que são reservatórios de nutrientes. Em virtude de atividades antrópicas na bacia de drenagem o enriquecimento de nutrientes (eutrofização) é uma dinâmica cada vez mais intensificada pelos aportes de fósforo e nitrogênio e impacta a dinâmica do metabolismo destes ambientes. Assim, as taxas de acumulação recentes (últimos 100 anos) de carbono orgânico, fósforo e nitrogênio totais foram avaliadas numa floresta de manguezal e planície hipersalina adjacente com a composição isotópica de δ13C e δ15N em testemunhos de sedimento de uma floresta de manguezal e planície hipersalina adjacente, influenciadas por rede de drenagem urbana. A floresta apresentou diferentes fases de sedimentação (anterior e posterior a década de 1960) com um aumento na acumulação de C orgânico e nutrientes em virtude da intensificação da industrialização e urbanização, além do maior aporte de sedimentos provenientes de uma transposição fluvial. A planície hipersalina não apresentou variação na sedimentação. Entretanto foi observado uma maior acumulação de C orgânico e nitrogênio total, e de modo significativo, fósforo total após 1960. Assim, o presente estudo sugere que a eutrofização antropogênica é um dos principais fatores que podem influenciar a acumulação de carbono orgânico em manguezais.
Palavras-chave: Floresta de Manguezal. Planície Hipersalina. Acumulação de
ABSTRACT
Mangroves are highly productive tropical and subtropical coastal ecosystems and constitute relevant global carbon (C) stocks, as a result of the contribution of allochthonous organic matter and its autochthonous biomass production. In the inner portions of mangrove forests, where freshwater input and tidal flooding frequencies are reduced, saltpans (also known as apicuns) which are considered nutrient reservoirs may occur. Due to anthropic activities in the drainage basin, nutrient enrichment (eutrophication) is a dynamic increasingly intensified by phosphorus and nitrogen inputs which impacts the metabolism of these systems. Thus, total organic carbon, phosphorus, nitrogen burial rates (past 100 years) and δ13C and δ15N isotopic composition were assessed in a mangrove forest and adjacent saltpan, influenced by an urbanized watershed. The forest presented different phases of sedimentation (before and after the 1960s) with an increase in organic C and nutrients burial due to the intensification of industrialization and urbanization, as well as the greater contribution of sediments from a fluvial transposition. The saltpan presented no variation in sedimentation. However, a greater accumulation of organic C and total nitrogen and, more significantly, total phosphorus after 1960 was observed. Thus, the present study suggests that anthropogenic eutrophication is one of the main factors that can influence the accumulation of organic carbon in mangroves.
Keywords: Mangrove Forest. Saltpan. Organic Carbon Burial. Eutrophication.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1 – Dinâmica do armazenamento e fluxos globais de carbono, considerando o impacto de atividades humanas... 14 Figura 2 – Principais processos na ciclagem e consequente acumulação de carbono
nos solos em ecossistemas estuarinos pantanosos... 15 Figura 3 – Mapa de localização da área de estudo na porção leste da Baía de Sepetiba,
onde os pontos correspondem às áreas de coleta dos testemunhos sedimentares... 22 Figura 4 – A – Estação de coleta no interior da floresta de manguezal. B – Camada
superficial de sedimento no interior da floresta. C – Estação de coleta na planície hipersalina. D – Camada superficial de sedimento na planície hipersalina... 24 Figura 5 – A - Procedimento de coleta de testemunho na floresta. B - Identificação e
acondicionamento de amostras em sacos tipo ziploc. C - Procedimento de
coleta de testemunho na planície
hipersalina... 25 Figura 6 – A - Pesagem de amostra em balança de precisão. B – Utilização de
equipamento liofilizador para secagem de amostras no Laboratório de Sedimentologia (IGEO). C - Cápsulas utilizadas para armazenamento das amostras antes de análise em equipamento IRMS... 26 Figura 7 – Distribuição do ln210Pb
ex em relação à profundidade na floresta de
manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2)... 27 Figura 8 – Relação entre os conteúdos (%) e taxas (g m-2 ano-1) de carbono orgânico
total (COT), nitrogênio total e fósforo total (PT) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch)... 28 Figura 9 – Relação das composições isotópicas δ13C (‰) e δ15N (‰)entre planície
hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch)... 29 Figura 10 – Relação das razões molares de carbono orgânico total e nitrogênio total
(C:N) e nitrogênio total e fósforo total (N:P) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch)... 29 Figura 11 – Taxas de acumulação de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT)
e fósforo total (PT) no perfil vertical da floresta de manguezal (testemunho F2B) e planície hipersalina (testemunho A2) localizados na porção leste da Baía de Sepetiba... 30 Figura 12 – Assinatura isotópica de δ13C (‰) e δ15N (‰) ao longo dos perfis da floresta
de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2)... 31 Figura 13 – Razões molares de carbono orgânico e nitrogênio total (C:N), e nitrogênio
total e fósforo total (N:P) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2)... 32
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 – Resultados de granulometria ao longo da profundidade dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).
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Tabela 2 – Resultados de granulometria ao longo da profundidade dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).
LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS
C Carbono
Corg Carbono Orgânico COT Carbono Orgânico Total CO2 Dióxido de Carbono
N Nitrogênio
NT Nitrogênio Total
P Fósforo
PT Fósforo Total
TAC Taxa de Acumulação de Carbono TAS Taxa de Acumulação Sedimentar
δ13C Composição isotópica de carbono 13/12 δ15N Composição isotópica de nitrogênio 15/14
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO GERAL ... 13
1.1 MUDANÇAS CLIMÁTICAS E ESTOQUES DE CARBONO ... 13
1.2 ESTUÁRIOS ... 14
1.2.1 Impactos nas bacias de drenagem ... 16
1.2.2 Metabolismo: mineralização, acumulação e fluxo para atmosfera ... 16
2 INTRODUÇÃO ESPECÍFICA ... 18 2.1 OBJETIVO ... 21 2.2 HIPÓTESE ... 21 3 MATERIAL E MÉTODOS ... 21 3.1 ÁREA DE ESTUDO ... 21 3.2 MÉTODOS ANALÍTICOS ... 23 4 RESULTADOS ... 26 5 DISCUSSÃO ... 32 6 CONCLUSÕES ... 37 REFERÊNCIAS ... 38
13
1 INTRODUÇÃO GERAL
1.1 MUDANÇAS CLIMÁTICAS E ESTOQUES DE CARBONO
O clima apresentou, notadamente, grandes variações ao longo da história geológica do planeta (AHN; BROOK, 2008). Entretanto, a partir do início da primeira revolução industrial, as concentrações de gases do efeito estufa como o dióxido de carbono (CO2) na atmosfera foram diretamente afetadas por atividades humanas, principalmente, pela queima de combustíveis fósseis e o desmatamento (LE QUÉRÉ
et al., 2015). Neste cenário, desenvolveu-se um interesse nos estudos sobre a
dinâmica do ciclo do carbono. Compreender e quantificar os processos que removem este elemento da atmosfera e o estocam em reservatórios tornou-se um importante desafio, assim como determinar a vulnerabilidade destes reservatórios de carbono diante de impactos e alterações, tanto de origem antropogênica quanto naturais. Como ambientes costeiros vegetados contribuem em 50% no armazenamento de carbono em áreas costeiras (DUARTE et al., 2013), estes ambientes recebem importante destaque neste tema, onde diversos trabalhos tem sido desenvolvidos.
Na Terra, grande parte do carbono encontra-se em estoques nas camadas geológicas e nos oceanos sob a forma de carbonatos. Entretanto, os principais reservatórios que compõem o ciclo biogeoquímico do carbono e que possibilitam trocas entre si são a atmosfera, biosfera terrestre e os oceanos. O maior deles está nos oceanos, que apresentam estoque total de 38.400 Gt de carbono. A atmosfera armazena cerca de 800 Gt de carbono, enquanto a biosfera terrestre apresenta 560 Gt e os solos possuem aproximadamente 2.500 Gt de carbono (LAL, 2008). Os ecossistemas costeiros, como manguezais, também apresentam importante estoque de carbono. Apesar de apresentar área equivalente a apenas 0,1% da superfície continental, estimativas sugerem que manguezais podem estocar até 10,4 Gt em seus substratos (DUARTE et al., 2013; JARDINE; SIIKAMÄKI, 2014).
No entanto, como visto na figura 1, estes estoques apresentam trocas constantes, onde a influência antrópica nestes fluxos constitui um importante componente. Segundo LE QUÉRÉ et al. (2015) as emissões antrópicas de CO2 atmosférico devido à queima de combustíveis fosseis e atividades industriais atingiu valores próximos a 9,0 ± 0,5 Gt C/ano, entre os anos de 2005 e 2014. As emissões
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referentes a mudanças no uso da terra apresentaram a média de 0,9 ± 0,5 Gt C/ano, totalizando 9,9 Gt C/ano de carbono emitidos anualmente devido à atividades humanas. Deste valor, os ecossistemas terrestres foram responsáveis pela absorção de 3,0 Gt C/ano, sendo que 4,1 Gt C/ano permanece na atmosfera e cerca de 2,6 Gt C por ano foram absorvidos pelos oceanos.
Figura 1: Dinâmica do armazenamento e fluxos globais de carbono, considerando o impacto de
atividades humanas. Extraído de LE QUÉRÉ et al. (2015).
1.2 ESTUÁRIOS
Os estuários são importantes no ciclo biogeoquímico do carbono visto que representam uma interface entre continente, atmosfera e oceano, sendo vulneráveis a mudanças nestes três grandes sistemas. Em uma definição clássica1, destaca-se que:
“Estuário é um corpo d’água costeiro semi-fechado que apresenta uma ou mais conexões livres com o mar, se estendendo até o limite de influência da
1 Vale destacar que estuário possui uma ampla variedade de definições clássicas, propostas por autores de grande relevância como CAMERON & PRITCHARD (1963) e FAIRBRIDGE (1981).
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maré, dentro da qual a água marinha é mensuravelmente diluída pela drenagem continental” (DYER, 1997).
Assim, esses ambientes são sistemas extremamente dinâmicos, caracterizados por gradientes físico-químicos, atividade biológica elevada e dinâmica sedimentar intensa (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998).
Estima-se que apenas uma pequena parte do carbono que é transportado dos ecossistemas terrestres para os sistemas fluviais atinge os oceanos. No entanto, em ambientes estuarinos vegetados, a alta produtividade e a capacidade de reter partículas suspensas no fluxo de água e armazená-las no sedimento aumentam significativamente a acumulação de carbono (DUARTE et al., 2013). Além disso, estes ambientes atuam como sumidouros de CO2, devido à sua capacidade de produção primária geralmente exceder a respiração produzindo excesso de carbono orgânico (DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005), como ilustrado na figura 2. Como resultado, as taxas de acumulação de carbono orgânico nos ecossistemas de manguezal, marismas e ervas marinhas são relativamente altas, excedendo as dos solos das florestas terrestres (MCLEOD et al., 2011).
Figura 2: Principais processos na ciclagem e consequente acumulação de carbono nos solos em
ecossistemas estuarinos pantanosos. Modificado de <http://www.habitat.noaa.gov/coastalcarbonseq-uestration.html>
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1.2.1 Impactos nas bacias de drenagem
O acentuado crescimento populacional e o processo de urbanização na zona costeira se deram de maneira significativa globalmente, impactando os ecossistemas presentes nestas áreas (VITOUSEK et al., 1997; EHRENFELD, 2000). Na Austrália, aproximadamente 84% da população vive em áreas costeiras que representam apenas 1% do território (AUSTRALIAN BUREAU OF STATISTICS, 2002). Nos Estados Unidos, ainda que as cidades costeiras representem 13% do território continental do país, estima-se que 51% da população viva na zona costeira (RAPPAPORT; SACHS, 2003). No Brasil, a histórica ocupação desigual do território entre interior e litoral ainda se reflete na atual distribuição espacial da população brasileira (BORELLI, 2007). Este padrão de ocupação foi intensificado, por exemplo, pelo predomínio, até o século XX, de atividades econômicas voltadas para o mercado externo como as mais relevantes (IBGE, 2011). Atualmente, a área dos municípios da zona costeira no Brasil corresponde a 4,1% do território, mas 24% da população habita estes municípios (IBGE, 2011).
O excessivo aporte artificial de nutrientes em cursos d’água e baías é usualmente relacionado à atividades humanas nas bacias hidrográficas (PUCKETT, 1995; KNOLL; VANNI; RENWICK, 2003). Estas atividades podem representar aos ambientes estuarinos importante fonte de efluentes orgânicos ou mesmo de nutrientes já mineralizados. A bacia de drenagem da Baía de Sepetiba no estado do Rio de Janeiro, por exemplo, abriga diversas indústrias em seu entorno, além de uma população de aproximadamente dois milhões habitantes (CUNHA et al., 2009; GOMES et al., 2009), recebendo despejo significativo de efluentes domésticos e industriais.
1.2.2 Metabolismo: mineralização, acumulação e fluxo para atmosfera
O equilíbrio entre produção e consumo de carbono orgânico define a contribuição que qualquer ecossistema possui para o ciclo global do carbono. Assim, entre os fatores que regulam o metabolismo de sistemas biológicos estão os processos de produção e respiração. A produção primária líquida é considerada o equilíbrio entre a produção primária bruta e a respiração dos componentes autotróficos do sistema (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998). No
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entanto, a produção líquida do ecossistema é a diferença entre produção primária bruta e a respiração do ecossistema, que inclui os componentes autotróficos e heterotróficos (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998). Desse modo, compreender a dinâmica da produção líquida de um ecossistema possibilita avaliar a contribuição de um ecossistema para processos globais.
No caso de ecossistemas de manguezal, os principais produtores primários que fixam carbono da atmosfera são as árvores, embora macroalgas e fitoplânctons e os vários tipos de algas que crescem na superfície também contribuam. Como outras árvores, os mangues assimilam o CO2 atmosférico em compostos orgânicos para fabricar novas folhas, raízes e galhos (CASTAÑEDA-MOYA; TWILLEY; RIVERA-MONROY, 2013; ALONGI, 2014). Por colonizarem substratos salinos e anóxicos, os mangues usam uma estratégia vantajosa de minimizar a perda de água e maximizar a fixação de carbono, sendo altamente eficientes no uso e transpiração da água (ALONGI, 2014).
Entre os principais fatores que controlam as transformações microbianas de carbono em sedimentos de manguezal estão o tipo de vegetação que se encontram em atividade radicular, tipo de sedimento, aporte orgânico, elevação de maré, salinidade e eutrofização (KRISTENSEN, 2007). Além disso, a matéria orgânica de mangue que não é exportada pela ação da maré entra no sedimento e é degradada ou modificada quimicamente por microorganismos (KRISTENSEN et al., 2008a).
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2 INTRODUÇÃO ESPECÍFICA
Manguezais são ecossistemas costeiros de transição entre os ambientes terrestre e marinho tipicamente localizados em áreas de menor turbulência na desembocadura de rios tropicais e subtropicais, cuja área global estimada varia entre 83.495 km2 (HAMILTON; CASEY, 2016) e 137.760 km2 (GIRI et al., 2011). O funcionamento desses ecossistemas é determinado por fatores naturais, como o regime de marés, a mistura de águas marinhas e doces ou a deposição gradual de sedimentos (WOODROFFE, 1985; SCHAEFFER-NOVELLI; CINTRÓN-MOLERO; ADAIME, 1990), os quais também têm sido sensivelmente alterados pelas atividades humanas (LEE et al., 2006; BORGES et al., 2009). Altas temperaturas o ano inteiro, significativa produção primária, baixa turbulência, declividade menos acentuada e posição terminal na bacia de drenagem contribuem aos elevados aportes de compostos inorgânicos e orgânicos de origem tanto autóctone quanto alóctone, os quais alcançam suas águas e seus sedimentos (CLOUGH, 1992; WOODROFFE, 1992). A disponibilidade desses recursos associada às condições mais quentes e abrigadas tornam os manguezais habitats críticos para uma extensa variedade de espécies, sendo fundamentais à manutenção da biodiversidade marinha (POLIDORO
et al., 2010).
Nesse sentido, outro importante fator direcionador da biodiversidade dos manguezais é sua heterogeneidade intraecossistêmica. As áreas mais próximas do mar (zona de franja) contrastam as de substrato mais consolidado e de maior desenvolvimento arbóreo, onde a frequência de inundação pela maré é intermediária (zona de floresta de manguezal), e aquelas mais interiores, onde os aportes de água doce e da maré são reduzidos (zona de planície hipersalina). Apesar da intensa flutuação do tempo de inundação e dos níveis de salinidade que são limitantes à maioria das plantas e afetam sua distribuição (CHEN; TWILLEY, 1998; CASTAÑEDA-MOYA; RIVERA-MONROY; TWILLEY, 2006), os manguezais podem apresentar florestas relativamente densas, dominadas por espécies arbóreas altamente especializadas a essas condições extremas. A vegetação arbórea contribui para a retenção física de sedimentos e formação do próprio ecossistema de manguezal (WOODROFFE, 1992; FURUKAWA; WOLANSKI; MUELLER, 1997). Já as planícies hipersalinas são formadas devido às altas taxas de evaporação de água marinha e
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subsequente precipitação de sais (RIDD; STIEGLITZ, 2002), as quais inibem o crescimento de vegetais superiores. Essas planícies são consideradas feições do ecossistema manguezal (SCHAEFFER-NOVELLI, 1999) e denominadas no Brasil de apicuns (ALBUQUERQUE et al., 2014). Apesar da ausência de espécies arbóreas, as planícies hipersalinas podem ser colonizadas por esteiras algais e de cianobactérias (LOVELOCK et al., 2010; ADAME et al., 2012b), atuando como relevantes estoques de nutrientes (RIDD et al., 1997; BURFORD et al., 2016) e áreas propicias à expansão dos manguezais em cenários de elevação do nível médio do mar (SOARES, 2009).
Sendo assim, essas condições e disponibilidade de recursos estimulam diretamente as taxas metabólicas envolvidas na ciclagem de carbono (C), tanto de acumulação (ALONGI et al., 2005; SANDERS et al., 2014, 2016) quanto de mineralização de matéria orgânica no substrato das florestas de manguezal (MACREADIE et al., 2012) e planícies hipersalinas adjacentes (BURFORD et al., 2016). Enquanto a acumulação orgânica contribui para tornar os sedimentos de manguezal importantes estoques de C atmosférico, os processos de mineralização também podem torná-los fontes de substanciais quantidades de gases de C à atmosfera (BOUILLON et al., 2008; KRISTENSEN et al., 2008a).
Desse modo, estudos recentes têm revelado um importante papel dos manguezais sobre a ciclagem de C em ambas as escalas local e global (MAHER et
al., 2013; ALONGI, 2014; ATWOOD et al., 2017). Estima-se que somente a atual taxa
de desmatamento destes ecossistemas seja responsável por emissões anuais entre 0,02 e 0,12 Gt de C à atmosfera, magnitude considerada significativa no balanço de C da biosfera (DONATO et al., 2011; SIIKAMAKI; SANCHIRICO; JARDINE, 2012). Por sua vez, as taxas de acumulação de C por área dos manguezais podem alcançar valores até 56 vezes mais elevados do que as florestas terrestres (MCLEOD et al., 2011), podendo chegar a 15% do total acumulado de C em áreas costeiras (JENNERJAHN; ITTEKKOT, 2002; DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005). Uma parte relevante desta acumulação se concentra em biomassa depositada nos sedimentos, compartimento que, mesmo sem incluir a vegetação viva nele estabelecida, é considerado um dos mais importantes estoques de C do planeta (CHMURA et al., 2003; DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005; SANDERS et al., 2010b; BOUILLON, 2011; DONATO et al., 2011; MCLEOD et al., 2011; BREITHAUPT
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Na bacia de drenagem, o aporte de nutrientes que resulta na eutrofização é um fator regulador da acumulação de C nos ecossistemas. Com o aumento no crescimento populacional em zonas costeiras, sobretudo, tropicais e subtropicais, se observa um elevado enriquecimento de nutrientes em áreas costeiras dominadas por manguezais (BORGES et al., 2009; MACREADIE et al., 2012; SANDERS et al., 2014). Os substanciais aportes antropogênicos de substratos orgânicos e de nutrientes, como nitrogênio (N) e fósforo (P), nos ecossistemas aquáticos costeiros podem sustentar intensos processos metabólicos, os quais são envolvidos na acumulação de C pela produção primária (DUARTE; AGUSTÍ, 1998; DIAZ; ROSENBERG, 2008). No entanto, há ainda importantes lacunas sobre os efeitos da eutrofização nos estoques de C nos ecossistemas, uma vez que podem favorecer tanto a fixação de C em biomassa pela produção primária quanto sua liberação à atmosfera pelas vias de mineralização biológica (MORRIS; BRADLEY, 1999; MFILINGE; ATTA; TSUCHIYA, 2002; KRISTENSEN et al., 2008b).
Na costa brasileira, os manguezais estão entre os mais relevantes e extensos ecossistemas (SCHAEFFER-NOVELLI et al., 2000). De fato, depois da Indonésia, o Brasil é o país com a maior área de manguezais do mundo (HAMILTON; CASEY, 2016), com ocorrência significativa de planícies hipersalinas associadas. No estado do Rio de Janeiro encontra-se a Baía de Sepetiba, que em sua porção leste apresenta uma importante área colonizada por manguezais e a ocorrência de planície hipersalina (PELLEGRINI, 2000; ESTRADA et al., 2013). Esta região encontra-se próxima de um importante centro de atividades econômicas do estado, sendo caracterizada por impactos associados a uma bacia de drenagem urbanizada, assim como a atividade portuária, de indústrias metalúrgicas e petroquímicas (MOLISANI et al., 2004). Essas atividades são responsáveis pelo aporte de grandes quantidades de esgotos doméstico e industrial (COPELAND et al., 2003; CUNHA et al., 2006).
Apesar da relevância global dos substratos de manguezal como estoques de C, pouca atenção tem sido devotada à análises comparativas integradas da acumulação orgânica recente entre florestas de manguezais e planícies hipersalinas adjacentes. Esse tópico é especialmente pouco compreendido em relação aos efeitos das atividades antropogênicas que alteram a biogeoquímica do C e de nutrientes na biosfera.
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2.1 OBJETIVO
Avaliar a relação das taxas de acumulação recente (210Pb) de fósforo, nitrogênio e carbono orgânico totais com a composição isotópica de δ13C e δ15Nem testemunhos de sedimento de uma floresta de manguezal e planície hipersalina adjacente, influenciadas por rede de drenagem urbana (Manguezal de Guaratiba, Rio de Janeiro).
2.2 HIPÓTESE
O enriquecimento de nitrogênio e fósforo estimulará a acumulação de carbono orgânico nos sedimentos da floresta de manguezal e da planície hipersalina adjacente.
3 MATERIAL E MÉTODOS
3.1 ÁREA DE ESTUDO
O manguezal de Guaratiba se situa ao longo da margem leste da Baía de Sepetiba na costa do estado do Rio de Janeiro, entre as latitudes 22°59'54.97"S – 23°2'13.28"S Sul e as longitudes 43°38'15.62"W – 43°33'37.16"W (Figura 3). Embora esteja localizado em uma unidade de conservação (Reserva Biológica Estadual de Guaratiba), esse manguezal recebe grande aporte de nutrientes advindos especialmente de uma rede de drenagem altamente urbanizada (COPELAND et al., 2003; MOLISANI et al., 2004). Entre os principais cursos fluviais da região está o rio Guandu, mas outros rios de menor vazão, como os rios Piraquê, Piracão e Portinho, entrecortam o manguezal de Guaratiba e desaguam na Baía de Sepetiba (PARAQUETTI et al., 2004; SOARES; SCHAEFFER-NOVELLI, 2005; CHAVES et al.,
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2010). Essa baía é um ecossistema semi-confinado, que se estende por uma área de cerca de 305 km2 e tem recebido ao longo das últimas décadas crescente aporte de efluentes domésticos, os quais são advindos de rios que drenam a região metropolitana do Rio de Janeiro (LEAL-NETO et al., 2006). A área total do manguezal de Guaratiba, por sua vez, é de 28,3 km2, dos quais 20,9 km2 correspondem à floresta onde as espécies de mangue Rhizophora mangle, Avicennia schaueriana e, de modo mais inexpressivo, Laguncularia racemosa estão estabelecidas (ESTRADA et al., 2013). Além disso, uma planície hipersalina se estende pela área restante de 7,4 km2, a qual é banhada predominantemente apenas pelas preamares de sizígia (ESTRADA
et al., 2013).
Figura 3: Localização da área de estudo na porção leste da Baía de Sepetiba, onde os pontos
correspondem às áreas de coleta dos testemunhos sedimentares. O ponto amarelo indica o local de coleta na floresta de manguezal e o vermelho ao da planície hipersalina.
Segundo as tábuas de marés da Diretoria de Hidrografia e Navegação para o Porto de Itaguaí, a região apresenta um regime de micromarés com até 2 m de amplitudes. O clima, de acordo com a classificação de Koppen, pode ser classificado como tropical quente e úmido (Aw) com períodos mais secos nos meses de inverno. Assim, os períodos de maior pluviosidade geralmente ocorrem em Janeiro e Março, e os mais secos em Junho e Agosto (SOARES; SCHAEFFER-NOVELLI, 2005). As temperaturas mínima e máxima apresentaram uma variação de 22 a 35° C no verão
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e de 17 a 30° C no inverno, durante os anos de 2010 e 2011 (MASUDA; ENRICH-PRAST, 2016).
3.2 MÉTODOS ANALÍTICOS
Testemunhos de sedimento de aproximadamente 50 cm foram coletados em 2012 durante a baixa-mar por meio de tubos de alumínio em duas estações de coleta, sendo um testemunho coletado no interior da floresta de manguezal (F2B - 23°0'58.10"S, 43°36'41.28"W; Figura 4) e outro na planície hipersalina (A2 - 23°0'44.87"S, 43°36'28.58"W; Figura 4) com o auxílio de um trado russo. Os dados obtidos do testemunho da floresta (F2B) foram fornecidos e são provenientes do artigo aguardando publicação PÉREZ et al. (Submetido). Em virtude de possíveis diferenças nas taxas de acumulação sedimentar, o testemunho da floresta de manguezal foi seccionado em intervalos de 1 cm na camada de 0-10 cm e de 2 cm na parte restante, enquanto que o da planície hipersalina foi seccionado em intervalos de 1 cm ao longo de todo perfil. Ambos os testemunhos foram fatiados ainda no campo e amostras de cada camada, no laboratório, foram mantidas congeladas até serem analisadas (Figura 5).
Alíquotas de cada seção dos testemunhos foram pesadas e liofilizadas. A densidade aparente das camadas foi estimada por meio da divisão do peso do sedimento seco pelo volume inicial (RAVICHANDRAN et al., 1995). Posteriormente as amostras foram secas, maceradas, descarbonatadas com ácido clorídrico (HCl) e encapsuladas para as análises químicas (Figura 6). As análises de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT) e das composições isotópicas de δ13C e δ15N foram realizadas em um Analisador Elementar Flash acoplado a um espectrômetro de massa de razão isotópica (IRMS) Thermo Fisher Delta V. A precisão analítica foi de: C = 0.1%, N = 0.1%, δ13C = 0.1‰ e δ15N = 0.15‰. Por sua vez, o conteúdo de fósforo total (PT) foi determinado em um espectrômetro de massa por plasma indutivamente acoplado (ICP-MS) APHA, a partir de alíquotas secas e após a digestão ácida das amostras com ácido HNO3/HCl 1:3. A amostra controle do laboratório para análise de
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PT (AGAL 12) foi digerida e analisada com cada alíquota de sedimento. Os resultados de COT, NT e PT foram utilizados no cálculo das razões molares de C:N e N:P. Os valores mais altos de δ13C, δ15N e razão C:N indicam maiores aportes de origem terrestre ou de árvores de manguezal, contrastando aos valores mais baixos dessas variáveis que indicam maior influência de algas (MEYERS, 1994, 1997). Além disso, valores mais altos de δ15N e mais baixos de ambas as razões C:N e N:P podem ser indicativos de maiores aportes de efluentes domésticos ou fertilizantes (ALTABET; FRANCOIS, 1994; COSTANZO et al., 2005). Finalmente, a análise granulométrica entre as classes areia (> 50µm), silte (2 - 50µm) e argila (< 2µm) foi realizada após a eliminação da matéria orgânica por solução de peróxido de hidrogênio 10% e desagregação por solução de hexametafosfato de sódio 4%, usando uma unidade de difração laser CILAS 1064.
Figura 4: A – Estação de coleta no interior da floresta de manguezal. B – Camada superficial de
sedimento no interior da floresta. C – Estação de coleta na planície hipersalina. D – Camada superficial de sedimento na planície hipersalina.
As idades e as taxas de acumulação sedimentar foram determinadas utilizando a atividade em excesso do chumbo-210 (210Pb) mensurada pelo pico 46,5 KeV. O 210Pb é um radionuclídeo da série de decaimento do Urânio-238 (238U) com meia-vida de aproximadamente 22,3 anos e, portanto, adequado para determinar taxas de acumulação sedimentar (TAS) na escala de tempo ao longo de décadas
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(aproximadamente até 100 anos antes do presente). As amostras liofilizadas e maceradas (N = 29 e 14 camadas nos testemunhos da floresta de manguezal e planície hipersalina, respectivamente) foram armazenadas em tubos de contagem gama, a qual foi realizada em um detector de germânio intrínseco acoplado a um analisador de multicanal.
Figura 5: A - Procedimento de coleta de testemunho na floresta. B - Identificação e acondicionamento
de amostras em sacos tipo ziploc. C - Procedimento de coleta de testemunho na planície hipersalina. A atividade do 210Pb em excesso (210Pbex) foi calculada subtraindo o 210Pb suportado, isto é, a atividade de 210Pb em equilíbrio com a do rádio-226 (226Ra), da atividade total de 210Pb. A atividade do 226Ra foi, por sua vez, calculada a partir da média dos picos dos seus isótopos-filho 214Pb e 214Bi (295.2 KeV) (351.9 KeV) (609.3 KeV) (MOORE, 1984). Os valores de 210Pbex expressos em logaritmo natural foram utilizados no modelo de datação Concentração Inicial Constante (CIC), no qual as TAS são determinadas por meio de regressão linear pelo método dos mínimos quadrados. A taxa é obtida a partir da divisão da constante de decaimento do 210Pb (0,031) pela inclinação da reta. Apesar da premissa de TAS constantes, o modelo de datação CIC pode ser aplicado a seções do testemunho para identificar diferentes fases de sedimentação (APPLEBY; OLDFIELD, 1983). Finalmente, as taxas de acumulação de COT, NT e PT foram calculadas a partir do conteúdo de COT, NT e PT (g g-1)
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associado à profundidade (cm), densidade aparente (g cm-3) e as taxas de acumulação sedimentar (TAS, mm ano-1) ao longo de cada testemunho.
Os dados log-transformados de composição química do sedimento apresentaram distribuição normal (Kolmogorov-Smirnov, p>0,05), embora suas variâncias tenham sido significativamente diferentes entre os testemunhos (Bartlett, p<0,05). Dessa forma, foram utilizados testes-t com correção de Welch (significativo p<0,05) e médias para comparar cada variável entre a planície hipersalina e a floresta de manguezal. A determinação das diferentes fases de sedimentação foi avaliada por meio de regressão linear (significativo, p<0,05). Todas as análises estatísticas e os gráficos foram realizados no programa GraphPad Prism 5.0.
Figura 6: A - Pesagem de amostra em balança de precisão. B – Utilização de equipamento liofilizador
para secagem de amostras no Laboratório de Sedimentologia (IGEO). C - Cápsulas utilizadas para armazenamento das amostras antes de análise em equipamento IRMS.
4 RESULTADOS
O testemunho da planície hipersalina (A2) apresentou uma variação de ln210Pbex relativamente constante ao longo do perfil vertical, indicando uma única taxa
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de acumulação sedimentar (TAS) de 1,3 mm ano-1. Por outro lado, o perfil de 210Pbex no testemunho da floresta de manguezal apresentou duas fases significativamente diferentes (regressão linear, p<0,05; Figura 7). Um período de industrialização incipiente no estado do Rio de Janeiro, anterior a 1960 nas camadas entre 28-50 cm, e outro período de substancial desenvolvimento urbano-industrial, desde 1960 a 1990 nas camadas entre 10-28 cm. Essas fases de acumulação no perfil sedimentar da floresta de manguezal se refletiram em um incremento de quase 3 vezes entre ambos os períodos de 1905-1960 e 1960-1990, alcançando 5,2 e 16,0 mm ano-1 respectivamente. Além disso, a camada superficial (primeiros 10 cm) foi considerada uma zona de mistura biológica, pois não apresentou um declínio significativo do 210Pbex e sua composição textural exibiu mais de 80% do conteúdo de silte e argila. No sentido de evitar superestimativas, essa zona de mistura superficial foi excluída dos cálculos das TAS como descrito por SMOAK; PATCHINEELAM (1999). Entretanto, assumindo a mesma acumulação sedimentar de 1960-1990 (16,0 mm ano -1) a TAS para o período pós-1990 foi estimada.
Figura 7: Distribuição do ln210Pbex em relação à profundidade na floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2). A equação da reta na planície hipersalina é de: y = -0.2719 ± 0.02161x + 3.645 ± 0.1840 (R2 = 0,93). Na floresta, os triângulos cinzas correspondem à zona de mistura (0-10 cm), os quadrados laranjas à segunda fase (10-28 cm) e os círculos verdes à primeira fase (28-50 cm). A equação da reta da primeira fase é de: y = -0.06041 ± 0.01076x + 2.427 ± 0.4253 (R2 = 0,78); e na segunda fase é de: y = -0.01966 ± 0.004042x + 1.158 ± 0.07775 (R2 = 0,80).
A granulometria não exibiu variações significativas em função da profundidade no testemunho da planície hipersalina (A2), com uma composição textural predominante de silte (Tabela 1, em anexo). Entretanto, foi possível identificar um
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aumento nos teores de COT, NT e PT em direção ao topo do testemunho (Tabela 2, em anexo). Além dos teores, a acumulação COT e NT também foram mais elevadas nas camadas mais superficiais e recentes, sobretudo após 1960. A exceção foi o PT, que se manteve relativamente elevado e constante ao longo do perfil (Figuras 8 e 11). As taxas de acumulação média destes elementos para todo o perfil foram, respectivamente, 17,0, 2,3 e 2,0 g m-2 ano-1.
Figura 8: Relação entre os conteúdos (%) e taxas (g m-2 ano-1) de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total e fósforo total (PT) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).
Por sua vez, o testemunho da floresta apresentou um ligeiro aumento no conteúdo de silte, além de uma diminuição no conteúdo de argila nas camadas mais superficiais (acima de 28 cm) (Tabela 2). Assim, a atividade do 210Pbex associada aos teores de COT, NT e PT permitiram identificar diferenças significativas entre planície hipersalina e floresta de manguezal (Figuras 8 e 11; significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch). Além disso, esses resultados possibilitaram determinar diferentes fases de acumulação sedimentar. Na fase anterior ao ano de 1960, os conteúdos de COT, NT e PT apresentaram valores inferiores em comparação com a segunda fase (entre 1960 e 1990), enquanto os valores mais altos foram observados na fase
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posterior a 1990 (Tabela 2). As taxas de acumulação média de COT, NT e PT na floresta ao longo do perfil foram de 781, 56 e 12 g m-2 ano-1, respectivamente (Figura 11). Entretanto, estas taxas apresentaram diferenças significativas entre cada fase sedimentar, onde a acumulação de COT, NT e PT foi significativamente maior nas duas fases posteriores a 1960. Assim, as taxas de acumulação média de COT, NT e PT considerando cada fase foram, respectivamente, 386, 17 e 5 g m-2 ano-1 na primeira fase; 879, 58 e 18 g m-2 ano-1 na segunda fase; e 1088, 94 e 15 g m-2 ano-1 na terceira fase, considerando a estimativa de acumulação sedimentar (16,0 mmano-1).
Figura 9: Relação das composições isotópicas δ13C (‰) e δ15N (‰) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).
Figura 10: Relação das razões molares de carbono orgânico total e nitrogênio total (C:N) e nitrogênio
total e fósforo total (N:P) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).
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Figura 11: Taxas de acumulação de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT) e fósforo total
(PT) no perfil vertical da floresta de manguezal (testemunho F2B) e planície hipersalina (testemunho A2) localizados na porção leste da Baía de Sepetiba.
As razões molares C:N do testemunho da planície hipersalina apresentaram valores ligeiramente mais elevados a partir da década de 1950 (Figura 13), havendo uma redução após 1990. Os valores oscilaram entre 7,6 e 9,7 ao longo do perfil. Por outro lado, as razões N:P se mantiveram relativamente constantes até 1990 (entre 2,1 e 2,7), quando houve uma elevação atingindo um máximo de 4,7. No que se refere à floresta, no período após o ano de 1960, o perfil das razões molares C:N mostrou uma tendência decrescente em direção as camadas mais superficiais (acima de 28 cm de profundidade), se mantendo entre 29,5 e 14,4 na segunda fase (1960 – 1990), e entre 16,6 e 12,2, com valor médio de 13,5 na terceira fase (1990 – 2010). A primeira fase
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(1905 – 1960) exibiu os maiores valores das razões C:N que variaram entre 29,9 e 19,4 (Figura 13). No que diz respeito às razões N:P, os resultados também foram contrastantes entre as diferentes fases. Foi possível observar os valores consistentemente mais elevados (entre 12,7 e 14,6) na terceira fase, representando um aumento substancial quando comparado aos valores observados na primeira (3,1 à 12,7) e segunda fase (5,0 à 11,4).
Figura 12: Assinatura isotópica de δ13C (‰) e δ15N (‰) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).
Na planície hipersalina, enquanto que os valores de δ13C foram relativamente constantes ao longo de todo o testemunho (mínimo de -18,4‰ e máximo de -17,7‰), os resultados de δ15N mostraram uma tendência de aumento em direção ao topo, oscilando entre 8,4 a 11,8‰ (Figura 12). Este aumento foi observado, em especial, após a década de 1960. No caso da floresta, por sua vez, os valores observados de δ13C na primeira fase sedimentar variaram entre -25,0 e -22,7‰, apresentando um relativo decréscimo na durante a segunda (mínimo de -25,8‰ e máximo de -24,2‰) e terceira fase, que exibiu assinatura isotópica de δ13C entre -25,6 e -23,8‰ (Figura
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12). Em relação aos resultados de δ15N, foi possível observar um aumento substancial quando comparadas as três fases. Na primeira fase, anterior a 1960, a composição isotópica δ15N exibiu valores relativamente baixos, predominantemente inferiores a 0,0‰. Entre os anos de 1960 e 1986 o δ15N oscilou entre -1,8 e 1,7‰ com um aumento acentuado observado em 1990 (8,5‰). Por fim, no período após 1990, os valores de δ15N apresentaram consistentemente os resultados mais elevados, que variaram entre 7,8 e 9,7‰ (Figura 12).
Figura 13: Razões molares de carbono orgânico e nitrogênio total (C:N), e nitrogênio total e fósforo
total (N:P) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).
5 DISCUSSÃO
Os resultados do presente estudo revelaram contrastantes taxas de acumulação sedimentar entre a floresta de manguezal e a planície hipersalina adjacente, confirmando que elevadas taxas de acumulação nos manguezais podem
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ser atribuídas ao aporte fluvial e marinho na área com vegetação arbórea na linha do litoral (SANDERS et al., 2010a; WOODROFFE et al., 2016). Além de maior magnitude, a floresta apresentou taxas mais variáveis ao longo das últimas décadas. Os menores aportes advindos da rede de drenagem e intensidade de maré (RIDD; STIEGLITZ, 2002; ALBUQUERQUE et al., 2014) poderiam tornar a planície hipersalina menos susceptível a mudanças mais abruptas. No entanto, mesmo a planície hipersalina mais isolada apresentou consistente aumento das taxas de acumulação de nutrientes e carbono orgânico (COT), também sugerindo alterações mais gradativas. Entretanto, as TAS da floresta (5,2 mm ano-1 e 16,0 mm ano-1) foram, ainda, substancialmente maiores do que a da planície hipersalina (1,3 mm ano-1).
Apesar da TAS da floresta de manguezal de Guaratiba durante a condição mais pristina (pré-1960) já ser mais elevada do que a mediana global de 2,8 mm ano-1 (BREITHAUPT et al., 2012), o seu incremento nas décadas posteriores foi ainda mais intenso. O aumento nas TAS em mais de 3 vezes entre 1960-1990 em comparação ao período anterior, alcançando valores mais de 5 vezes maiores do que essa média global (BREITHAUPT et al., 2012), confirmou o potencial papel de transposições fluviais que aumentaram sensivelmente a deposição de sedimentos na Baía de Sepetiba a partir dos anos de 1950 (MOLISANI et al., 2006; GOMES et al., 2009). A construção da barragem Santa Cecília em 1955, que desviou parte das águas do rio Paraíba do Sul para o rio Guandu elevou a vazão do rio para 160 m3 s-1 (MOLISANI
et al., 2006). Este aporte adicional de água advinda de rede de drenagem urbana
poderia ter contribuído não somente para o aumento na entrada de nutrientes e matéria orgânica (BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997; MOLISANI et al., 2006), mas também para o gradativo incremento da atividade biológica e subsequente apreensão de C em biomassa (KRISTENSEN et al., 2008a; REEF; FELLER; LOVELOCK, 2010; DUARTE et al., 2013). Além disso, a elevação das TAS observada ao longo dos últimos aproximadamente 100 anos na floresta de manguezal de Guaratiba é consistente com um aumento previamente descrito para a porção nordeste da Baía de Sepetiba, cerca de 20 km de distância, onde a sedimentação se elevou de 3,5 mm ano-1 no período anterior a década de 1960 para 7,6 mm ano-1 após 1960 (GOMES et al., 2009). Os resultados da floresta de manguezal também são consistentes com a amplitude nas taxas para os últimos 100 anos entre diferentes áreas de coleta na Baía de Sepetiba, que variaram entre 4 e 24,0 mm ano-1 (BORGES; NITTROUER, 2016).
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O grande aumento observado na acumulação de sedimentos no manguezal de Guaratiba confirmou resultados prévios que sustentam o papel da urbanização para intensificar os aportes de matéria orgânica e inorgânica em uma baía próxima. A Baía de Guanabara, que é distante apenas cerca de 50 km e seu entorno é ainda mais urbanizado do que aquele da Baía de Sepetiba, apresentou um aumento nas taxas de sedimentação por datação de 210Pb desde 1,2 a 20 mm ano-1, comparando um período mais (posterior à 1950) e menos urbanizado (anterior à 1950) no último século (GODOY et al., 1998; MONTEIRO et al., 2012). Além do rápido crescimento populacional observado no estado do Rio de Janeiro que ocorreu durante a segunda metade do século XX, esta área também foi afetada por uma transposição que desviou fluxos d’água do rio Macacu para o rio Guapimirim e alterou os aportes de C e nutrientes (MONTEIRO et al., 2012).
Nesse sentido, as taxas de acumulação de PT, NT e COT acompanharam o substancial aumento das taxas de acumulação sedimentar entre os períodos antes e após os anos de 1960 na floresta de manguezal. A transição das condições mais pristinas, onde as menores taxas de acumulação na primeira fase refletem as condições anteriores ao elevado crescimento populacional e da atividade industrial (BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997), para eutróficas evidencia variações temporais de COT, NT e PT. Assim, a alta acumulação de COT e NT observada na floresta durante a segunda e terceira fase pode estar associada a uma elevação da produtividade primária resultante dos maiores aportes de N e P com o aumento acentuado da produção e despejo de resíduos domésticos e efluentes industriais (BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997; MOLISANI et al., 2004; CUNHA et al., 2009), e intensificação de eventos de dragagem na Baía no período após 1960, que contribuíram para ressuspensão de nutrientes e matéria orgânica depositada (GOMES et al., 2009; MONTE et al., 2015). Além disso, foi possível identificar um aumento nas taxas de acumulação de PT na floresta entre a primeira e segunda fase indicativo destas condições eutróficas. Entretanto, a terceira fase foi marcada por uma redução na acumulação de PT que pode estar relacionada a uma maior incorporação do PT à biomassa da floresta pelas raízes (FELLER et al., 2003; FELLER; LOVELOCK; MCKEE, 2007).
A planície hipersalina também apresentou uma elevação dos teores e das taxas de COT e NT após 1960 condizentes com a intensificação dos aportes antropogênicos, ainda que de modo consideravelmente mais gradual. Em virtude
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disso, sugere-se que o fato de manguezais atuarem como filtros de nutrientes (REEF; FELLER; LOVELOCK, 2010) e sedimento em suspensão (WOODROFFE, 1992) pode ter favorecido que a planície hipersalina fosse menos afetada pelos maiores aportes sedimentares. Por outro lado, os teores e a acumulação de PT se caracterizou por ser relativamente constante durante todo o perfil, sem um claro declínio recente como ocorrido na floresta. Isto poderia ser explicado pela ausência de vegetação arbórea e predominância da produção primária de microalgas bentônicas (ADAME et al., 2012b; MASUDA; ENRICH-PRAST, 2016), compostas de cianobactérias capazes de absorver P e armazenar nas células (ORCHARD et al., 2010; GOMEZ-GARCIA et al., 2013). Este acúmulo de PT observado reforça a importância destas planícies em também atuar como filtros de nutrientes (RIDD et al., 1997; BURFORD et al., 2016)
Os valores mais elevados de δ13C (acima de -24 ‰) observados na fase anterior a 1960 diante de condições mais pristinas, sugerem uma predominância de matéria orgânica algal ou alóctone no sedimento (BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003; MEYERS, 2003; KRISTENSEN et al., 2008a; MAHER et al., 2013). Por sua vez, a grande variação de valores de δ13C e razão N:P na fase posterior a 1960 indicam uma maior diversidade de fontes de matéria orgânica, com um aumento na contribuição da matéria orgânica proveniente da vegetação de mangue (ou terrestre) para o sedimento (HODELL; SCHELSKE, 1998; MEYERS, 2003; KRISTENSEN et al., 2008a). Esta maior contribuição pode ter sido reforçada pelos grandes aportes de sedimentos na Baía ocorridos após a transposição no rio Paraíba do Sul (MOLISANI
et al., 2006; GOMES et al., 2009). Na terceira fase, apesar da variação do δ13C, os baixos valores da razão C:N são indicativos da origem algal da matéria orgânica (BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003). De modo contrastante, a assinatura isotópica observada ao longo do perfil vertical na planície hipersalina exibiu valores de δ13C substancialmente altos e constantes, assim como a razão C:N inferior a 10 que condizem com a grande predominância ao longo do perfil da produtividade de matéria orgânica de esteiras de algas bentônicas, que incluem cianobactérias (MEYERS, 1994; BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003; MASUDA; ENRICH-PRAST, 2016). Além disso, os baixos valores da relação N:P reforçam a contribuição destas cianobactérias que incorporam fósforo em suas células (GOMEZ-GARCIA et al., 2013).
Além disso, os valores mais elevados de δ15N (acima de 5‰) na planície foram observados nas camadas mais superficiais, após 1990, assim como na floresta. Esses valores isotópicos podem estar ligados a processos de ciclagem de nitrogênio
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associados a altas condições eutróficas e à deposição de algas (ALTABET; FRANCOIS, 1994; MEYERS, 2003; SANDERS et al., 2014). Assim, a elevação dos valores observados de δ15N refletem um fluxo de esgoto de origem antropogênica e o estabelecimento de condições anóxicas no sedimento (TERANES; BERNASCONI, 2000; MEYERS, 2003), enquanto que valores inferiores de δ15N durante as duas primeiras fases sedimentares e ao longo do perfil da planície hipersalina sugerem uma incorporação relativamente alta de nitrogênio por esteiras de algas sob condições eutróficas (MEYERS, 2003; ADAME et al., 2012a).
Apesar de a planície hipersalina (A2) ter apresentado uma média de acumulação de COT (17,0 g m-2 ano-1), quase 10 vezes inferior à média global de florestas de manguezal (163 g m-2 ano-1) (BREITHAUPT et al., 2012), e de NT (2,3 g m-2 ano-1) quase 6 vezes inferior a uma estimativa recente de acumulação nas florestas (12,5 g m-2 ano-1) (BREITHAUPT et al. 2014), a acumulação de PT pode ser substancial. A taxa de acumulação média de PT na planície hipersalina (2,0 g m-2 ano -1), quando comparada com uma estimativa de acumulação de PT em florestas de manguezal (6,5 g m-2 ano-1), representa praticamente 30% desta estimativa, mesmo sendo um ambiente de elevada salinidade e ausente de vegetação arbórea. No caso da floresta de manguezal (F2B), a taxa média de acumulação de COT obtida (781 g m-2 ano-1) foi mais de quatro vezes superior à média global. Considerando as estimativas da acumulação média de NT e PT, a acumulação de NT na floresta (56 g m-2 ano-1) foi mais de 4 vezes superior. Já a acumulação de PT (12 g m-2 ano-1) representou quase duas vezes à estimativa para florestas de manguezal. Isto reflete uma acumulação alta de carbono e nutrientes que só foi observada em locais diretamente afetadas por atividades antrópicas. O elevado acúmulo de COT na floresta de manguezal de Guaratiba foi comparável aos manguezais em áreas impactadas por atividades relacionadas, por exemplo, a indústrias, desenvolvimento urbano e mineração (BRUNSKILL et al., 2004; ALONGI et al., 2005; TATEDA et al., 2005; SANDERS et al., 2010a, 2014; ALONGI, 2014). As florestas de manguezal em áreas protegidas (ONG, 1993; SANDERS et al., 2008, 2012; SMOAK et al., 2013; LUNSTRUM; CHEN, 2014; LI et al., 2016) ou sob menor impacto antropogênico (SANDERS et al., 2010b; YANG et al., 2014) indicam taxas de acumulação de COT inferiores e mais próximas de médias globais.
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6 CONCLUSÕES
Os testemunhos estudados registraram mudanças ambientais antropogênicas na porção leste da Baía de Sepetiba nos últimos aproximadamente 100 anos. Os resultados de COT, NT e PT anteriores a 1960 sugeriram uma condição ambiental de baixa ou nenhuma intervenção humana na bacia de drenagem. De 1910 a 1960, não se observou alteração significativa na qualidade da matéria orgânica sedimentar, sugerindo a ausência de entrada significativa de esgoto na baía. Após a década de 1960, um período em que a população do Estado do Rio de Janeiro cresceu abruptamente e posterior à transposição do rio Paraíba do Sul para o rio Guandu, houve uma mudança na taxa de acumulação sedimentar da floresta de manguezal de 5,2 para 16,0 mm ano-1. Além disso, um possível aumento foi observado no despejo de esgoto urbano a partir da década de 1960 impactando o ecossistema. Durante a segunda fase sedimentar, foi possível observar um aumento da matéria orgânica derivada da vegetação de mangue relacionada a um aumento da acumulação de COT em relação à primeira fase. Por fim, durante a terceira fase (a partir de 1990), um período de maior impacto antropogênico na região expresso pela diminuição nas relações C:N e um aumento nos valores de δ15N, um alto fluxo de nutrientes promoveu a fertilização do ecossistema e, consequentemente, um aumento da acumulação de matéria orgânica de algas e vegetação de mangue.
Além disso, a sedimentação observada reflete uma história de deposição contrastante entre mudanças mais dinâmicas na floresta e alterações mais graduais de COT e NT na planície hipersalina que apresentou uma acumulação sedimentar mais constante (1,3 mm ano-1), mesmo após a intensificação do desenvolvimento urbano-industrial. A planície apresentou ainda uma acumulação substancial de PT ao longo do tempo, confirmando seu papel relevante enquanto reservatório de nutrientes. Assim, o presente estudo sugere que a eutrofização antropogênica é um dos principais fatores que podem influenciar a acumulação de carbono orgânico em manguezais.
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