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i
RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
CARACTERIZAÇÃO PALEOCEANOGRÁFICA DO TESTEMUNHO
JPC-95, MARGEM CONTINENTAL SUL BRASILEIRA, COM BASE EM
FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS E ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE
OXIGÊNIO
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-
Graduação em Geoquímica Ambiental da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para a obtenção do grau de
Mestre. Área
de Concentração: Geoquímica Ambiental
Orientadora: Prof
a
. Dr
a
. CÁTIA FERNANDES BARBOSA
Niterói
2006
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ii
RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
CARACTERIZAÇÃO PALEOCEANOGRÁFICA DO TESTEMUNHO
JPC-95, MARGEM CONTINENTAL SUL BRASILEIRA, COM BASE EM
FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS E ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE
OXIGÊNIO
Aprovado em 6 de Março de 2006
___________________________________________________________________________
Prof
a
. Dr
a
. Cátia Fernandes Barbosa – Orientadora
Universidade Federal Fluminense
___________________________________________________________________________
Dr. Bruno J. Turcq
Universidade Federal Fluminense
___________________________________________________________________________
Dra. Ana Luiza Spadano Albuquerque
Universidade Federal Fluminense
___________________________________________________________________
Adriano Roessler Viana
Petróleo Brasileiro S.A.
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-
Graduação em Geoquímica Ambiental da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para a obtenção do grau de Mestre. Área
de Concentração: Geoquímica Ambiental
BANCA EXAMINADORA
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iii
FICHA CATALOGRÁFICA
R1753 Ramos, Rodrigo da Costa Portilho.
Caracterização paleoceanográfica do testemunho JPC-95,
margem continental Sul Brasileira, com base em foraminíferos
planctônicos e isótopos estáveis de oxigênio. / Rodrigo da Costa
Portilho Ramos. – Niterói: [s.n], 2006.
nº.de f.: 79 il., 30cm.
Dissertação (Mestrado em Geoquímica Ambiental) –
Universidade Federal Fluminense, 2006.
1.Paleoclimatologia 2. Foraminífero 3. Isótopos estáveis 4.
Oceano Atlântico Sul 5. Amazônia. 7. Tese. 8. Produção intelectual.
I. Título.
CDD551.69
iv
Dedico este trabalho às pessoas mais importantes da minha vida, meu pai
Ademir e minha mãe Silvia Maria, porque sem eles não seria possível a realização
de um sonho de criança, de me tornar um cientista.
v
AGRADECIMENTOS
Agradecemos ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientifico e
Tecnológico (CNPq) pelo apoio financeiro ao meu projeto de mestrado.
Aos Profs. Dr. Delia Oppo, Dr. William B. Curry, e Dr. Jerry F. McManus, do
Woods Hole Oceanographic Institution (EUA) pela coleta do testemunho JPC-95,
análise e permissão do uso dos dados isotópicos.
Ao professor Aristóteles de Morais Rios Netto que cedeu, as instalações do
Laboratório de Bioestratigrafia, Paleoambientes e Paleoclima do Depto. de Geologia
da UFRJ para as análises micropaleontológicas do meu trabalho. Agradeço pela
amizade, atenção e pela orientação, apesar de não ser oficialmente meu co-
orientador.
A professora Cátia Fernandes Barbosa pela orientação, amizade, atenção,
que foram fundamentais para a elaboração deste trabalho.
A Patrícia Oliveira Silva e Carine Machado de Almeida (Equipe Espetáculo)
pela amizade e companhia durante a saída de campo e na realização desse
trabalho.
Aos estudantes e professores do Programa de Pós-Graduação em
Geoquímica Ambiental da UFF, pela amizade e companhia durante todo meu
trabalho, nas festas e congressos que foram sensacionais.
vi
SUMÁRIO
pág.
1 INTRODUÇÃO
13
2 BASE TEÓRICA
16
2.1 FORAMINÍFEROS
16
2.1.1 Aspectos Gerais
16
2.1.2 Padrão de Distribuição Geográfica e Ecologia dos
Foraminíferos Planctônicos nos Oceanos Atuais
18
2.1.3 Foraminíferos Planctônicos como Indicadores Paleoclimáticos
e Paleoceanográficos
23
2.1.4 Bioestratigrafia
26
2.2- FUNDAMENTOS EM ISÓTOPOS ESTÁVEIS 30
2.2.1. Definição e Aspectos Gerais
30
2.2.2 Isótopos Estáveis de Oxigênio
32
2.2.3. Aplicação em Estudos Paleoclimáticos, Paleoceanográficos e
Estratigraficos
34
3 ÁREA DE ESTUDO
36
3.1 HIDROLOGIA LOCAL 38
4 MATERIAL E MÉTODOS
42
5 TRABALHOS PRÉVIOS NA REGIÃO
45
6 RESULTADOS
48
6.1. RESULTADOS DOS FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS 48
6.2. RESULTADOS DE ISÓTOPOS ESTÁVEIS 53
7 DISCUSSÕES DOS RESULTADOS
54
7.1 BIOESTRATIGRAFIA E TAXA DE SEDIMENTAÇÃO 66
8 CONCLUSÕES
69
9 BIBLIOGRAFIA
72
vii
LISTA DE FIGURAS
pág.
Figura 1- Fotomicrografia de Globigerinoides trilobus trilobus (vivo)
projetando seus filópodos.
17
Figura 2- Distribuição latitudinal dos foraminíferos planctônicos recentes do
Oceano Atlântico Sul entre as coordenadas 30
0
e 60
0
S.
21
Figura 3- Biozoneamentos propostos por Ericson e Wollin (1968) e Vicalvi
(1999) para o Quaternário.
29
Figura 4a- Mapa de localização do testemunho JPC-95.
37
Figura 4b- Posicionamento batimétrico do testemunho JPC-95.
37
Figura 5- Esquema de circulação superficial do Oceano Atlântico Sul
Oriental.
39
Figura 6- Esquema da circulação oceânica superficial e profunda do
Atlântico Sul oriental.
40
Figura 7- Curva de freqüência das espécies significativas em termos
paleoceanográficos e paleoclimáticos ao longo do testemunho JPC-95.
50
Figura 8- Curva isotópica de oxigênio e sua correlação com os Estágios
Isotópicos Marinhos (Marine Isotopic Stages, MIS) de Emiliani (1955).
53
Figura 9- Caracterização paleoceanográfica e paleoclimática do testemunho
JPC-95, mostrando intervalos quentes e frios, e sua correlação com a
cronologia e a biozonas e subzonas de Ericson e Wollin (1968) e Vicalvi
(1999) respectivamente.
56
Figura 10- Freqüência dos táxons de foraminíferos planctônicos, e sua
correlação com a curva isotópica de oxigênio e os Estágios Isotópicos
Marinhos 1 e 2 de Emiliani (1955) para os cinco metros superiores do
testemunho JPC-95
62
viii
LISTA DE TABELAS
pág.
Tabela 1- Frequência e abundância de foraminíferos nas amostras
estudadas no testemunho JPC-95
Anexo
Tabela 2- Correlação dos valores isotópicos de Oxigênio durante o máximo
glacial e o Holoceno registrados no testemunho JPC-95 com outros
trabalhos.
65
Tabela 3- Bio-eventos, suas idades e localização no testemunho JPC-95.
66
Tabela 4- Resumo das taxas média de sedimentação, espessura e duração para
as Biozonas e Subzonas reconhecidas no testemunho JPC-95.
68
ix
RESUMO
As freqüentes oscilações climáticas ocorridas nos últimos dois milhões de anos
geraram grandes transformações na biodiversidade, na dinâmica de circulação
oceânica e nas propriedades físico-químicas dos oceanos. Em estudos com
abordagens paleoceanográficas e paleoclimáticas a partir de sedimentos oceânicos,
é reconhecida a alta sensibilidade dos foraminíferos planctônicos às variações na
temperatura da água do mar, com decorrente flutuação na diversidade e abundância
relativa dos vários táxons. Por outro lado, a precipitação do CaCO
3
ocorre em
equilíbrio com o ambiente, possibilitando identificar variações paleoceanográficas e
paleoclimáticas através da composição isotópica das carapaças de foraminíferos.
Desse modo, é possível correlacionar as variações isotópicas com a freqüência dos
táxons de foraminíferos planctônicos ao longo de um testemunho, permitindo
inferências sobre a paleoceanografia e o paleoclima de uma região. O trabalho
identificou as variações paleoceanográficas no talude da margem continental Sul
brasileira através da análise da freqüência de táxons de foraminíferos planctônicos
correlacionando-os com isótopos estáveis de oxigênio extraídos das carapaças de
foraminíferos bentônicos, através do estudo do testemunho JPC 95, coletado em
1998, durante o cruzeiro KNORR 159-5, do Woods Hole Oceanographic Institution
(WHOI – EUA), no talude da Bacia de Santos (27
0
52,73’ S e 46
0
55,25’ W). Foram
identificados três grandes intervalos paleoclimáticos: o último intervalo interglacial
(1641cm – 920 cm) e o último glacial (911 – 20 cm) ocorridos durante o Pleistoceno,
além do intervalo pós-glacial (11cm – topo), correspondente ao Holoceno; esse
intervalos são também correlacionáveis, respectivamente, às Biozonas X , Y e Z, e
aos Estágios Isotópicos Marinhos 5, 4/3/2 e 1. Também foram reconhecidas
flutuações paleoclimáticas ao longo dos intervalos interglaciais e glaciais do
Pleistoceno, as quais correspondem às subzonas X1 a X6 e Y1 a Y5. A associação
microfossilifera encontrada nesses intervalos sugere influência das águas quentes
da Corrente do Brasil durante o intervalo de tempo representado pelas Biozonas X
e Z; e influência da Zona de Convergência Subtropical/Subantártica e/ou das
águas frias da Corrente das Malvinas durante o tempo correlacionável à Biozona
Y. A comparação dos resultados das associações de foraminíferos planctônicos
com análises isotópicas de δ
18
O em carapaças de foraminíferos bentônicos para os
cinco metros superiores do testemunho sugerem que os ambientes bentônico e
pelágico responderam diferentemente às pequenas flutuações paleoceanográficas
durante a porção final do último intervalo glacial (subzonas Y3 superior, Y2 e Y1), na
região estudada. O posicionamento do limite Pleistoceno / Holoceno foi confirmado
por uma datação de
14
C, obtida pra a amostra 16,5 cm. Taxas de sedimentação
foram estimadas para os diversos intervalos reconhecidos no testemunho JPC95.
Palavra-chave: Foraminíferos planctônicos, isótopos estáveis, paleoclima,
paleoceanografia, Oceano Atlântico Sul
x
ABSTRACT
The frequent climatic oscillations during the past two million years has caused
great changes in biodiversity, on ocean circulation patterns and in the physico-
chemical properties of seawater. Since the precipitation of CaCO
3
occurs in
equilibrium with the water environment, it is possible to evaluate the
paleoceanography and paleoclimatic variations through the biogenic calcareous
isotopic composition of marine sediment. Among others, planktic foraminifera are
important paleoceanographic proxies in the ocean due to their high sensitivity to
temperature variations of sea water masses. These changes are evident on diversity
and relative abundance of the species, and therefore it’s possible to correlate the
stable isotopic records with the changes on planktonic foraminiferal populations. The
work identified the paleoceanographic variations on the south Brazilian continental
margin slope using planktonic foraminifera frequency of species and stable oxygen
isotopes extracted from benthic foraminifera on the core JPC-95, collected in 1998
during cruise on the R/V KNORR 159-5 from Woods Hole Oceanographic Institution
(WHOI,EUA), which was retrieved from the slope of Santos Basin at coordinates 27
0
52,73’ S and 46
0
55,25’ W. In this study three major paleoclimatic intervals were
recognized, the last interglacial interval (base at 1641cm – 920 cm) and the last
glacial interval (911cm – 20 cm), which occurred during the Pleistocene, besides the
Post-glacial interval ( 11cm – 3 cm) that corresponds to the Holocene. These are
similar to Biozones X, Y and Z and it was possible to further subdivide the core data into
paleoclimatic fluctuations during the last interglacial and glacial intervals from the
Pleistocene, which correspond to X1 to X6 and Y1 to Y5 . Further, through the use of stable
oxygen isotopes it was possible to recognize the Marine Isotopic Stages 1 and 2 (MIS 1 and
2), that corresponds to post- glacial and glacial intervals. The planktonic foraminifera
association suggests to the intervals represented by biozones X and Z the influence of warm
water masses of Brazil current; and the influence of the subtropical/subantarctic convergence
zone and/or cold water of Malvinas current during the time interval related to biozone Y. The
correlation of planktonic foraminifera with δ
18
O isotopic data from benthic foraminifera to the
top 5m of the core suggest that benthic and pelagic environments responded differently to
the short term paleoceanographic changes during the final portion of the last glacial at this
region (upper subzone Y3, Y2 and Y1). The Pleistocene/Holocene limit was confirmed
through a radiocarbon dating at sample 16,5cm. Sedimentation rates were estimated to
several intervals within JPC95 core.
Key-Words: Planktonic foraminífera, stable Isotope, paleoceanography, paleoclimate,
and South Atlantic Ocean.
i
13
1 INTRODUÇÃO
Os oceanos desempenham um importante papel no controle do clima
mundial, sendo responsáveis, juntamente com a circulação atmosférica, pela
manutenção do equilíbrio térmico do planeta. As freqüentes oscilações climáticas
ocorridas nos últimos dois milhões de anos (Quaternário), alternando intervalos
glaciais e interglaciais, geraram grandes transformações na biodiversidade, na
dinâmica de circulação oceânica e nas propriedades físico-químicas dos oceanos.
Favorecidos pela baixa taxa de sedimentação em oceano profundo, os testemunhos
coletados nessas regiões possibilitam a reconstituição das condições ambientais sob
a qual os sedimentos se depositaram, gerando assim, dados que são úteis para a
compreensão da paleoceanografia e do paleoclima globais.
Grande parte dos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos sobre o
oceano Atlântico já realizados enfocou sua porção setentrional, embora possam ser
mencionados alguns trabalhos desenvolvidos no Sudoeste do Atlântico Sul, tais
como Vicalvi (1977, 1997 e 1999), Rodrigues; Carvalho (1980), Azevedo (1995),
Barbosa et al. (1999), Mulitza et al. (1999), Oppo; Horowitz (2000), Wanderley
(2001), Barbosa (2002), Portilho-Ramos (2003), Portilho-Ramos et al. (2004), Curry;
Oppo (2005), dentre outros. Nesse contexto, há um grande interesse no
conhecimento sobre o Atlântico Sul durante o Quaternário, pois além de interligar os
oceanos Índico e Pacífico e ser local de origem de importantes massas d`água de
fundo que participam da circulação termohalina (p.ex., Antartic Intermediate Water –
AAIW, e Antartic Botton Water – AABW), essa área é a principal fornecedora de
calor para a porção setentrional do Atlântico (Gordon, 1996; Reid, 1996; Curry;
Oppo, op. Cit.). Entender a dinâmica das variações climáticas, suas causas e os
impactos causados por elas possibilita a construção de modelos evolutivos
paleoclimáticos e paleoceanográficos, que permitem o desenvolvimento de
14
estratégias para prever a evolução futura e proteger os sistemas climáticos regionais
e globais atuais.
Dentre outras ferramentas utilizadas para gerar e interpretar informações
sobre o paleoclima estão os foraminíferos planctônicos, organismos unicelulares,
protegidos por uma carapaça de carbonato de cálcio, de fácil preservação nos
sedimentos. Esses organismos apresentam uma ampla distribuição geográfica e,
devido a sua alta sensibilidade às variações ambientais, principalmente à
temperatura e à salinidade da água do mar, são excelentes bioindicadores de
massas d’água (Bé, 1959 e 1966; Boltovskoy ,1962 e 1969; Boltovskoy et al., 1996),
da geocronologia, além de serem muito úteis para a reconstituição das condições
paleoclimáticas e paleoceanográficas (Rodrigues; Carvalho, 1980; Baohua et al.,
1997; Kemle-von Mucke; Oberhansli, 1999; Vicalvi, 1977; Portilho-Ramos; Rios-
Netto, 2002; Portilho-Ramos, 2003). Uma vez que esses organismos secretam suas
carapaças (precipitação do CaCO
3
) em equilíbrio com o ambiente, e o fracionamento
isotópico do oxigênio na água do mar é dependente da temperatura (Faure, 1986), é
possível identificar variações paleoceanográficas e paleoclimáticas através da
composição isotópica das carapaças de foraminíferos encontradas nos sedimentos
marinhos (Emiliani, 1955; Kennett, 1982). Durante o Quaternário, quando a
temperatura nas regiões abissais dos oceanos foram praticamente constantes, a
mudança do δ
18
O em carapaças de foraminíferos bentônicos refletem as variações
do volume de gelo durante os ciclos glaciais e interglaciais freqüentes nesse período
geológico (Bradley, 1985; Costa et al., 2005). A formação de gelo nas altas latitudes
durante intervalos glaciais aprisionou um montante de água enriquecida em
16
O, o
que provocou um aumento da razão isotópica do
18
O nos oceanos. Durante
intervalos interglaciais, o aporte de água doce rica em
16
O no sistema oceânico,
proveniente principalmente do derretimento do gelo acumulado durante o intervalo
glacial, provocou uma diminuição na razão isotópica do
18
O nos oceanos (Kennett,
1982; Bradley, 1985).
O presente trabalho tem como objetivo identificar as variações
paleoceanográficas ao longo do testemunho JPC-95, coletado na margem
continental Sul brasileira (Bacia de Santos) através da análise da freqüência de
táxons de foraminíferos planctônicos significativos em termos paleoceanográficos (o
que refletiria as condições das massas d´água superficiais), correlacionando-os com
15
isótopos estáveis de oxigênio extraídos das carapaças de foraminíferos bentônicos
(que refletem as condições das massas d´águas de fundo do oceano).
16
2. BASE TEÓRICA
2.1 FORAMINÍFEROS
2.1.1 Aspectos Gerais
Os foraminíferos são organismos unicelulares, eucariontes (reino Protista),
aquáticos, que vivem majoritariamente em ambientes mixohalinos a marinhos
normais, tanto no substrato (bentônicos) quanto na coluna d’água (planctônicos).
Eles apresentam pseudópodos finos e reticulados que se projetam para o exterior da
carapaça, os quais são responsáveis pela locomoção, respiração, captura de
alimentos e fixação do organismo. São protegidos por uma carapaça ou teca rígida,
formada por matéria orgânica, calcita, aragonita ou sílica, secretadas pela própria
célula, ou por partículas aglutinadas selecionadas do meio (Boltovskoy; Wright,
1976). As carapaças possuem dimensões, textura e formato variados, podendo ser
compostas por uma ou várias câmaras, apresentam uma ou mais aberturas (através
dos quais se projetam os pseudópodos) em posições variadas. O tamanho médio
das carapaças desses organismos varia de 0,1 a 1mm.
Em relação à alimentação, os foraminíferos são onívoros alimentando-se de
outros microorganismos como diatomáceas, radiolários, copépodos, pequenos
moluscos, crustáceos, além de detritos orgânicos (Bé, 1982). Todos os alimentos
são capturados pelos pseudópodos, que formam uma teia pegajosa no lado externo
da carapaça (figura 1). Muitos foraminíferos vivem em simbiose com algas
fotossintetizantes (Zooxantela), sendo essa relação essencial para o
desenvolvimento do organismo e importante para que possam sobreviver em épocas
ou em regiões onde o alimento é escasso.
Os foraminíferos são encontrados desde as mais extremas profundidades até
em ambientes costeiros. Os planctônicos vivem à deriva nas correntes marinhas,
17
executando subidas e descidas diurnas na coluna d’água (Bé, 1960; Emiliani, 1971 e
Boltovskoy et al, 1996). Já os bentônicos podem viver livres (vágeis) ou fixos
(sésseis), na superfície das algas ou sobre o substrato (epifaunais) ou enterrados no
sedimento (infaunais).
Os foraminíferos planctônicos têm grande variabilidade morfológica, alta taxa
de evolução e ampla distribuição geográfica, além de serem altamente sensíveis às
variações ambientais, principalmente temperatura e salinidade dos oceanos, sendo
por isso excelentes indicadores de massas d’água (Bé, 1966 e 1959; Boltovskoy
,1962 e 1969). Por esta razão são ferramentas importantes em estudos
paleoclimáticos, paleoceanográficos e bioestratigráficos (Prell; Damuth, 1978;
Ericson; Wollin, 1968; Baohua et al., 1997; Vicalvi, 1997; Kemle-von Mucke;
Oberhansli, 1999; Vicalvi, 1999; Portilho-Ramos; Rios-Netto, 2002; Portilho-Ramos,
2003; Portilho-Ramos et al., 2004).
Figura 1:
Globigerinoides trilobus trilobus
(foraminífero
planctônico, Mioceno
–
Recente) projetando seus filópodos,
formando uma teia pegajosa para captura de alimentos. (Fonte:
http://www.un
f.edu/~gmead/ocbasins/marseds.htm )
18
2.1.2 Padrão de Distribuição Geográfica e Ecologia dos Foraminíferos
Planctônicos nos Oceanos Atuais
Nas últimas décadas, um grande aporte de trabalhos científicos ampliou o
conhecimento sobre a biologia, a ecologia e o padrão de distribuição geográfica dos
foraminíferos planctônicos nos oceanos. Dentre eles destacam-se Bé (1966) e
Schmidt et al. (2004) sobre a distribuição mundial, Boltovskoy (1969a) e Oda;
Yamasaki (2005), enfocando o Oceano Índico, e Bé (1959 e 1960), Ruddiman
(1969), Buzas; Culver (1980) e Fairbanks et al. (1980), com foco no Oceano
Atlântico Norte. Já no Oceano Atlântico Sul destacam-se os trabalhos de Bé (1967),
Boltovskoy (1962 e 1969b), Boltovskoy et al. (1996) e Kemle-van; Oberhãnsli (1999).
Esses trabalhos revelam que o padrão de distribuição dos foraminíferos planctônicos
nos oceanos é controlado por fatores ambientais, gerando limites latitudinais de
distribuição bem definidos, relacionados principalmente a fatores como temperatura
e salinidade das águas superficiais dos oceanos.
Bé (1966) estudou a distribuição dos foraminíferos planctônicos nos oceanos
de todo o planeta e concluiu que esses organismos podem ser agrupados em cinco
principais zonas de distribuição em ambos hemisférios: Tropical, Subtropical,
Transicional, Subpolar e Polar. Nesse trabalho, os táxons Globorotalia menardii, G.
menardii tumida, Pulleniatina obliquiloculata, Globigerinoides trilobus, G. trilobus
sacculifer e Globoquadrina dutertrei (= Neogloboquadrina dutertrei dutertrei) foram
agrupadas como espécies de regiões tropicais. As espécies Globorotalia
truncatulinoides, G. hirsuta e Hastigerina pelagica foram agrupadas como
pertencentes a regiões subtropicais. Algumas espécies são encontradas tanto em
zonas tropicais e subtropicais como Globigerinoides ruber, Orbulina universa e
Globigerinella aequilateralis (=Hastigerina aequilateralis). Já os representantes de
águas frias podem ser divididos em subpolar e polar. As representantes de regiões
subpolares seriam Globigerina quinqueloba, G. bulloides, Globorotalia pachyderma
(enrolamento destrógero) e Globigerinita bradyi e Globorotalia pachyderma
(enrolamento sinistrógero) foi indicada como a única habitante de regiões polares. A
zona transicional entre faunas de águas quentes e frias é caracterizada pela
presença de Globorotalia inflata, que habita regiões de média latitude e que pode
ocorrer próximo ao Equador devido às zonas de ressurgências. O autor observou
19
que a maioria das espécies vive em águas quentes tropicais e subtropicais,
sugerindo que a evolução nessas áreas foram mais rápidas do que nas regiões de
águas frias.
Schmidt et al. (2004) analisaram amostras de sedimentos superficiais
coletados nos principais oceanos do mundo e observaram que Globorotalia
menardii, G. menardii tumida, G. hirsuta, Pulleniatina obliquiloculata, Globigerinoides
ruber, G. trilobus sacculifer e G. conglobatus habitam, preferencialmente, regiões
tropicais-subtropicais, onde a temperatura das águas varia entre 20
0
-25
0
C e >25
0
C
respectivamente, enquanto que Globorotalia truncatulinoides, Orbulina universa, G.
bulloides e Globorotalia inflata habitam regiões temperadas e subpolares. A única
espécie encontrada nas regiões polares é a Neogloboquadrina pachyderma
(sinistrogera). Os autores concluíram também que, em escala global, os
foraminíferos planctônicos aumentam de tamanho (carapaças) das regiões polares
em direção as baixas latitudes e que esse padrão pode ser atribuído, principalmente
a temperatura e a co-variação de efeitos relacionados a ela como eficiência
metabólica, supersaturação de carbonato entre outros.
Boltovskoy (1969a) estudou a fauna atual de foraminíferos planctônicos do
oceano Índico, coletados ao longo do meridiano de 90
0
E, do Equador até a latitude
de 65
0
S, com o objetivo se separar diferentes massas d’águas com base na
distribuição dos foraminíferos planctônicos. Ele observou que as espécies se
distribuíam em determinadas faixas latitudinais e então as dividiu de acordo com sua
tolerância à temperatura das águas. Assim, os táxons foram divididos em espécies
de águas quentes (Globorotalia menardii, G. tumida, G. pumilio, Globigerina
conglomerata, G. hexagona, G. rubescens, Neogloboquadrina dutertrei dutertrei,
Globigerinoides trilobus, G. ruber, G. conglobatus, Hastigerina aequilateralis,
Orbulina universa, Candeina nitida, Pulleniatina obliquiloculata), espécies de águas
quentes temperadas (Globorotalia crassaformis, G. scitula e G. hirsuta), espécies
cosmopolitas (Globigerinita glutinata), espécies de águas frias temperadas
(Globorotalia truncatulinoides, G. inflata, G. cavernula, Globigerina quinqueloba e G.
bulloides) e espécies de águas frias (Globigerinita uvula e Globigerina pachyderma),
na qual definiam, respectivamente, as massas Equatorial (0
0
- 9.5
0
S), Subtropical
(9.5
0
S - 18
0
S), Transicional (18
0
S - 49.5
0
S), Subantartica (49.5
0
S – 59
0
S) e a
Antártica que foi dividida em duas subzonas, Baixa Antártica (59
0
S - 63
0
S) e a alta
Antártica (> 63
0
S).
20
Já Oda; Yamasaki (2005) estudaram a assembléia de foraminíferos
planctônicos retidos em armadilhas de sedimento localizadas no mar de Kuroshio
(Noroeste do Oceano Pacífico) entre Março de 1991 e Maio de 1992 e concluíram
que Globigerina bulloides e G. quinqueloba apresentaram forte ocorrência durante o
início do inverno, relacionada com o bloom de fitoplancton (produção primária) e com
águas com temperatura baixa, enquanto que Globigerinoides ruber e G. trilobus
sacculifer apresentaram forte ocorrência durante o outono e a primavera quando a
temperatura do mar de Kuroshio é mais alta (>25
0
C).
O padrão de distribuição dos foraminíferos planctônicos no Atlântico Norte foi
estudado por Bé (1959). Em amostras coletadas entre as latitudes de 30
0
a 45
0
N, o
autor dividiu os foraminíferos planctônicos em espécies de águas quentes e de
águas frias. Como espécies de águas frias foram identificadas Globigerina inflata (=
Globorotalia inflata, no presente trabalho), G. eggeri, G. bulloides, G. pachyderma e
Globigerinita glutinata, enquanto as espécies de águas quentes foram representadas
por Hastigerina pelagica, Globigerinella aequilateralis (= Hastigerina aequilateralis,
no presente trabalho), Globigerinoides ruber, G. trilobus saculifer, Glorotalia
menardii., G. punctulata e Orbulina universa. Algumas espécies apresentaram
padrão indefinido como Pulleniatina obliquiloculata, Globorotalia hirsuta, Candeina
nitida e Globigerinoides conglobatus. O autor observou que a abundância e a
frequência das espécies de águas frias são maiores ao Norte da área estudada e
diminuem consideravelmente em direção as baixas latitudes.
Na continuação do seu trabalho, Bé (1960) agrupou as espécies apontadas
acima por regiões (tropicais, transicionais e subtropicais), de acordo com a média
anual de temperatura e salinidade na área do mar de Sargasso, identificando ciclos
sazonais numa região com grandes flutuações hidrológicas no Atlântico Norte.
Nesse trabalho, o autor observou maior abundância de foraminíferos planctônicos
nos 200 metros superficiais dos oceanos e concluiu que esses organismos vivem
preferencialmente nessa faixa de profundidade.
Já no Atlântico Sul, Bé (1967) observou que grupos de espécies de
foraminíferos planctônicos eram separados pela Zona de Convergência da Antártica
(Antartic Polar Front) e que ao Sul dessa zona somente Globigerina pachyderma se
fazia presente, enquanto as demais espécies, tais como Globigerina bulloides,
Globorotalia truncatulinoides, G. crassaformis, G. inflata, G. scitula e Globigerinita
glutinata vivem ao Norte da convergência Antártica. Esse autor encontrou
21
divergências entre a distribuição da fauna viva encontrada na superfície do oceano
com a assembléia fóssil encontrada nos sedimentos de fundo. Alguns organismos
fósseis foram localizados mais ao Norte da Zona de Convergência da Antártica do
que os mesmos representantes vivos. O mesmo resultado foi encontrado por
Boltovskoy et al. (1996).
Boltovskoy et al. (1996) estudaram a fauna viva do Atlântico Sul, ao longo da
costa sul-americana entre os paralelos 30
0
e 60
0
S e além de dividir os foraminíferos
planctônicos em espécies de águas quentes e frias usando os mesmos critérios dos
autores citados acima, definiram o limite de cada espécie ao longo da área
estudada, conforme exibido na figura 2. Como fauna tropical/subtropical,
característica da Corrente do Brasil, foram identificados Globorotalia menardii sl, G.
menardii tumida, Pulleniatina obliquiloculata, Orbulina universa, Globigerina
falconensis, G. rubescens, Hastigerina pelagica, Globigerinella aequilateralis (=
Hastigerina aequilateralis, no presente trabalho), Globigerinoides trilobus, G. ruber,
Transicional
Cosmopolita
Á
g
u
a
f
r
i
a
Á
g
u
a
q
u
e
n
t
e
50%
Latitude Sul
30 35 40
45
50 55
Globorotalia menardii
Globigerina rubescens
Globigerinela aequilateralis
Orbulina universa
Hastigerina pelagica
Globoquadrina dutertrei
Globigerinoides ruber
Globigerinoides trilobus
Globigerinoides conglobatus
Globigerina falconensis
Globorotalia inflata
Globigerinela glutinata
Globoquadrina pachyderma (Left)
Globoquadrina pachyderma (Rigth)
Globigerina quinqueloba
Globigerina bulloides
Globogerinita uvula
Globorotalia truncatulinoides
Globorotalia scitula
Subtropical
Transicional
Quente
Transicional
Subantartica
Antartica
Convergência
da
Antartica
Ressurgência
Figura 2: Distribuição l
atitudinal dos foraminíferos planctônicos recentes do Oceano
Atlântico Sul (costa Sul-americana) entre as coordenadas 30
0
e 60
0
S, mostrando a
relação entre a abundância de cada espécie e as zonas climáticas. (Modificado de
Boltovskoy et al.,1996)
22
G. trilobus sacculifer, G. conglobatus, Globoquadrina dutertrei (= Neogloboquadrina
dutertrei dutertrei, no presente trabalho). Espécies transicionais, que ocorrem na
zona de mistura entre a Corrente do Brasil e a Corrente das Malvinas (Zona de
Convergência Subtropical/Subantártica, conforme Boltovskoy, 1981), incluem
Globorotalia inflata e G. glutinata, sendo que a primeira também é encontrada em
zonas de ressurgências (Bé, 1966 e Boltovskoy et al., op cit). Já as espécies de
águas subtropicais/polares são representadas por Globigerina quinqueloba, G.
uvula, G. bulloides, Globorotalia pachyderma (enrolamento destral), G. pachyderma
(enrolamento sinistral), G. truncatulinoides e G. scitula. Os autores comentam que os
limites de cada grupo sofrem flutuações sazonais, migrando para o Norte e para Sul
durante o inverno e verão respectivamente, e que possivelmente, foram acentuadas
durante as oscilações climáticas do Pleistoceno. Um fato importante levantado pelos
autores é de que nem sempre as carapaças encontradas nos sedimentos
superficiais refletem com exatidão o que ocorre na superfície, como é o caso de
Globigerina bulloides e G. pachyderma, que se distribuem mais ao norte no
sedimento do que seus limites de ocorrência encontrado na superfície do Atlântico
Sul-Oriental, fato também observado por Bé (1967). Nesse contexto, o trabalho de
Boltovskoy et al. (1996) é de importância fundamental para interpretações
paleoceanográficas e paleoclimáticas desse setor do Oceano Atlântico Sul, uma vez
que os dados de superfície de fundo (Recente) coletados por aqueles autores
servem de calibração para os dados paleontológicos adquiridos em subsuperfície.
23
2.1.3 Foraminíferos Planctônicos Como Indicadores Paleoclimáticos e
Paleoceanográficos
Conforme visto anteriormente, os foraminíferos planctônicos são altamente
sensíveis às variações ambientais e por isso excelentes indicadores biológicos, das
condições oceanográficas e climáticas atuais. Estudos da fauna atual desses
organismos possibilitam estabelecer a relação entre a hidrologia de determinada
região, fatores físico-químicos (temperatura, salinidade, nutrientes, oxigênio e luz) e
parâmetros como a presença e a abundância de cada táxon e até mesmo o tamanho
dos espécimens. Essas informações são também a chave para interpretar as
condições paleoceanográficas e paleoclimáticas de uma determinada região, uma
vez que as variações qualitativas e quantitativas de foraminíferos acumulados nos
sedimentos refletem as mudanças no padrão de circulação oceânica e no clima de
uma região ao longo do tempo geológico. Alguns cuidados, no entanto, devem ser
tomados quando se aplicam informações observadas em um oceano para interpretar
condições paleoceanográficas e/ou paleoclimáticas em outras áreas (Boltovskoy et
al., 1996).
Muitos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos, baseados em
foraminíferos planctônicos, levam em consideração grau de dissolução das
carapaças (Thompson; Saito, 1974), a proporção de espécies características de
águas frias e quentes registradas em um testemunho (Rodrigues; Carvalho, 1980;
Vicalvi, 1977), espécies indicadoras de variações ambientais tais como Orbulina
universa (Bé; Duplessy, 1976) e as representantes dos plexos menardiforme e
Pulleniatina (Ericson; Wollin, 1968; Bé et. al., 1976; Prell; Damuth, 1978; Baohua et
al.,1997; Rios-Netto; Vilela, 1997 e 1999; Vicalvi, 1997 e 1999; Rios-Netto, 2001;
Portilho-Ramos; Rios-Netto, 2002 e 2003; Sanjinés, 2004). Já em regiões de altas
latitudes, onde a diversidade desses organismos é reduzida (Bé, 1966), informações
paleoambientais são obtidas principalmente através do padrão de freqüência entre
as diferentes formas de Neogloboquadrina pachyderma (enrolamento sinistrógero e
destrógero), conforme observado por Kukla et al. (1997) e Backstrom et al. (2001).
As condições paleoceanográficas e paleoclimáticas também podem ser
reconstituídas através de dados geoquímicos extraídos das carapaças de
foraminíferos (planctônicos e bentônicos) como isótopos estáveis de oxigênio (ver
24
sessão 2.2.3), de Carbono (Mackensen et al, 1993; Mulitza et al., 1998 e 1999), além
de metais traços como Magnésio, Cádmio entre outros (Russel et al., 2004; Oppo;
Horowitz, 2000; Elderfield; Ganssen, 2000).
Abaixo faremos uma síntese de alguns trabalhos mencionados acima, embora
centenas de estudos paleoclimáticos e paleoceanográficos baseados em
foraminíferos planctônicos possam ser citados em todo o mundo. Nessa sessão
foram excluídos os trabalhos realizados no Oceano Atlântico Sul Oriental, os quais
serão abordados na sessão 6.
Em 1968, Ericson e Wollin correlacionaram a freqüência de Globorotalia
menardii s.l, espécie tolerante a águas quentes, com as variações climáticas do
Pleistoceno em testemunhos coletados no Oceano Atlântico e concluíram que a
presença ou ausência desse táxon indicava períodos interglaciais e glaciais
respectivamente. Esses autores encontraram quatro glaciações e três períodos
interglaciais.
Em 1974, Thompson e Saito correlacionaram a freqüência de Pulleniatina
spp. e Globigerinoides ruber (espécies resistentes e pouco resistentes a dissolução,
respectivamente) com os períodos glaciais e interglaciais do Quaternário (Neógeno
final), obtendo perfeita relação entre os mesmos.
Bé; Duplessy (1976) observaram flutuações na posição da Zona de
Convergência Subtropical do Oceano Índico, com base na variação de tamanho de
Orbulina universa. Os autores concluíram que o enfraquecimento da corrente das
Agulhas durante os intervalos glaciais era responsável pelo deslocamento da Zona
de Convergência para uma posição mais ao Norte.
Bé; Damuth (1976) observaram que as espécies encontradas nas médias e
altas latitudes são menos abundante em relação à fauna total de planctônicos, mas
suas porcentagens aumentam nos períodos glaciais em relação às espécies de
águas quentes que tem sua maior porcentagens nos períodos interglaciais e pós-
glaciais. Resultados também encontrados por Ericson; Wollin (1968), Rodrigues;
Carvalho (1980), Rios-Netto; Vilela (1997 e 1999), Vicalvi (1999), Rios-Netto (2001),
Portilho-Ramos; Rios-Netto.(2002) e Portilho-Ramos (2003).
Prell; Damuth (1978) estudaram o desaparecimento de Pulleniatina
obliquiloculata no Atlântico Norte e concluíram que o fato ocorreu de forma diácrona
e progressiva em direção ao Equador (60.000, 50.000 e 35.000 A.P. no Golfo do
25
México, Oeste do Caribe e Atlântico Equatorial respectivamente), e que a salinidade
poderia estar controlando a distribuição desse táxon.
Baohua et al. (1997) aponta a espécie Pulleniatina obliquiloculata como um
excelente monitor paleoclimático e paleoceanográfico para o setor oeste do Pacífico,
uma vez que observaram quatro grande mudanças na freqüência dessa espécie em
três testemunhos coletados no sudeste do Estreito de Okinawa durante os últimos
20 Ka. Os autores concluíram que intervalos de máxima e mínima ocorrência dessa
espécie foram provocadas pela maior ou menor influência da Corrente de Kuroshio,
respectivamente, uma vez que Pulleniatina obliquiloculata é um indicador de águas
quentes dessa corrente. O autor sugere que essa espécie possa ser usada como
ferramentas de correlação paleoclimática entre continente e oceano.
Kukla et al. (1997) utilizaram-se da freqüência relativa de Neogloboquadrina
pachyderma (enrolamento sinistral) ao longo do testemunho V29-191, coletado no
Oceano Atlântico Norte, para identificar mudanças
paleoceanográficas/paleoclimáticas durante o último período interglacial. Os autores
concluíram que variações na freqüência dessa espécie está relacionada com a
entrada de massas d´águas polares ricas ao longo desse intervalo.
Backstrom et al. (2001) identificaram dois ciclos de períodos glaciais e
interglacias em testemunhos coletados no Atlântico Norte, utilizando-se não só a
freqüência de Neogloboquadrina pachyderma (sinistrogera e destrogera), bem como
também a freqüência de espécies subtropicais como Globigerina bulloides e G.
quinqueloba.
26
2.1.4 Bioestratigrafia
A construção e/ou reconhecimento de um esquema bioestratigráfico
(biozoneamento) possibilita a identificação de uma seqüência lógica dos eventos
naturais ocorridos em uma dada região, no passado geológico. A bioestratigrafia foi
utilizada, no presente trabalho, como ferramenta de correlação de eventos
paleoceanográficos e paleoclimáticos interpretados através de dados
micropaleontológicos (foraminíferos planctônicos) e geoquímicos (isótopos estáveis
de oxigênio - δ
18
Ο), o que facilitará a compreensão dos resultados e discussões que
serão apresentados mais adiante.
A Bioestratigrafia é a parte da Estratigrafia que se baseia no conteúdo
fossilífero das rochas, objetivando a definição, organização e correlação de unidades
estratigráficas. Uma biozona (unidade bioestratigráfica básica) é um pacote de
rochas caracterizado pelo seu conteúdo fossilífero, em caráter exclusivo/unicamente,
e seus limites não são necessariamente isócronos (embora, na maior parte das
vezes, prefira-se bioeventos isócronos para a definição dos limites de biozonas).
Diferentemente do conceito bioestratigráfico tradicional mencionado acima, a
bioestratigrafia para o intervalo Pleistoceno-Holoceno baseada em foraminíferos
planctônicos considera flutuações regionais de táxons altamente sensíveis às
variações ambientais, principalmente na temperatura das águas superficiais. Logo,
os biozoneamentos propostos especificamente para esse intervalo refletem
intimamente as oscilações climáticas durante o Neógeno final.
Devido ao fato de que a grande maioria das espécies de foraminíferos
planctônicos que vivem hoje nos oceanos surgiu antes ou no início do Pleistoceno,
quase não há surgimento ou extinção de espécies durante o intervalo Pleistoceno-
Holoceno, com exceção de Globigerina calida calida e Globorotalia hirsuta que
surgiram durante o Pleistoceno e Globorotalia fimbriata espécie exclusiva do
Holoceno (Bolli; Saunders,1985). Nesse contexto Ericson; Wollin (1968) propuseram
um biozoneamento baseado em foraminíferos planctônicos que se tornou referência
no estudo da bioestratigrafia do Quaternário. Esses autores dividiram o intervalo
Pleistoceno-Holoceno em dez biozonas correspondentes aos períodos glaciais e
interglaciais, levando em consideração a presença/ausência do plexo menardiforme,
principal grupo de espécies indicadoras de águas quentes (tropicais). Dessa forma,
27
os intervalos de ocorrência desse plexo são considerados interglaciais, enquanto
sua ausência caracteriza intervalos glaciais. Assim, as biozonas Q (glacial), R
(interglacial), S (glacial), T (interglacial), U (glacial), V (interglacial), W (glacial), X
(interglacial) e Y (glacial) representam o Pleistoceno, enquanto a biozona Z (pós-
glacial) corresponde ao Holoceno.
Vicalvi (1997) realizou um trabalho pioneiro no Brasil, refinando o
biozoneamento original de Ericson e Wollin (op. cit) para o Neógeno superior,
dividindo as biozonas Z, Y e X em subzonas. Nesse trabalho, a biozona Z
(Holoceno), foi dividida em Z1 e Z2 e a zona X (pleistocênica), em X1 a X11 (figura
3). Esse resultado foi alcançado considerando não somente a presença/ausência do
plexo menardiforme, mas também suas variações percentuais dentro de um mesmo
episódio climático. Em 1999, Vicalvi subdividiu a Biozona Y (pleistocênica) em Y1 a
Y5, baseando-se na freqüência do plexo Pulleniatina, um gênero cujo registro é
marcado por desaparecimentos e reaparecimentos regionais ao longo do
Quaternário no Atlântico Sul (Bé et. al., 1976; Prell; Damuth, 1978; Vicalvi, 1999). Ao
todo, Vicalvi (1999) identificou três níveis de desaparecimento local do plexo
Pulleniatina. O primeiro nível de desaparecimento desse plexo, denominado YP.1
(primeiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata), ocorreu no final do último
episódio interglacial e corresponde ao limite entre as zonas X e Y de Ericson e
Wollin (op. cit.), com idade absoluta estimada em 84.000 anos A.P. O segundo bio-
horizonte Pulleniatina obliquiloculata, denominado YP.2, marca o limite entre as
subzonas Y4/Y3 de Vicalvi (op. cit.), com idade absoluta variando de 67.700 e
74.400 anos A.P. O terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3), tem
idade absoluta variando entre 42.000 e 45.000 anos A.P. e marca o limite entre as
subzonas Y2/Y1 do mesmo autor. De acordo com Vicalvi (1999), além do
refinamento possível por meio dos plexos Pulleniatina e menardiforme, existem
outros eventos bioestratigráficos de natureza não-evolutiva ou de uso restrito
regional utilizado para a subdivisão do Pleistoceno, dentre eles o desaparecimento
de Globorotalia flexuosa, cujo desaparecimento em sedimentos do oceano Atlântico
Tropical-subtropical foi observado por Ericson; Wollin (op. cit.) e marca o limite entre
o último interglacial e o último glacial do Pleistoceno (limite entre as biozonas X e Y),
um evento datado em 84 Ka (Prell, 1974 apud Vicalvi, 1999).
De acordo com Vicalvi (1997), definir uma biozona é mais complicado do que
a bibliografia faz parecer. Em estudos bioestratigráficos, é comum que o taxon
28
utilizado na definição de um intervalo não esteja presente em alguns níveis ou
mesmo em alguns subintervalos. Por exemplo, pode acontecer de menardiforme nao
estar presente em alguns subintevalos das biozonas “quentes”, conforme observado
no presente estudo. Nesses casos, são utilizados critérios auxiliares no
reconhecimento de uma biozona tais como a freqüência de outros táxons, número
total de foraminíferos, porcentagem de foraminíferos planctônicos e/ou bentônicos e
etc. No presente trabalho, isso foi necessário principalmente na biozona X.
29
Ericson & Wollin (196
8)
Vicalvi (1999)
11.5 Ka
Holoceno
Pleistoceno
Z
Z
1
Z
2
100 Ka
Y
X
Cronoestratigrafia
Y1
Y
2
Y3
Y4
Y5
50 K
a
X11
X10
X9
X8
X7
X6
X5
X4
X3
X
2
X1
Pós-glacial
G
l
a
c
i
a
l
Interglacial
1 - 3% Plexo menardiforme
3
-
7
%
P
l
e
x
o
m
e
n
a
r
d
i
f
o
r
m
e
Bioeventos
R
e
t
o
r
n
o
d
o
P
l
e
x
o
P
u
l
l
e
n
i
a
t
i
n
a
R
e
t
o
r
n
o
d
o
P
l
e
x
o
P
u
l
l
e
n
i
a
t
i
n
a
3 Biohorizonte
(YP.3)
Pulleniatina
obliquiloculata
0
2 Biohorizonte (YP.2)Pulleniatina obliquiloculata
0
1 Biohorizonte
(YP.1)
e
Pullen
iatina obliquiloculata
o desaparecimento de G. flex
uosa
0
ICSI/UGS
(2004)
Figura 3:
Biozoneamento de Vicalvi (1999) e sua correlação com o biozoneamento de Ericson; Wollin (1968). Os
bioeventos que delimitam as subzonas são indicados ao lado do zoneamento. (Modificado de Portilho-Ramos, 2003)
30
2.2 FUNDAMENTOS EM ISÓTOPOS ESTÁVEIS
2.2.1 Definição e Aspectos Gerais
Isótopos são átomos de um mesmo elemento químico que possuem o mesmo
número atômico e diferente peso atômico, ou seja, possuem os mesmos números de
prótons, porém números de nêutrons distintos. Os isótopos podem ser classificados
como estáveis ou instáveis. Os isótopos estáveis caracterizam-se por possuírem
configurações nucleares estáveis com concentrações que não variam com o tempo,
em um sistema fechado, ou seja, não estão sujeitos a decaimentos radioativos
(Hoefs, 1973). Todos os isótopos de um dado elemento possuem o mesmo arranjo e
número de elétrons, mas a diferença no número de massa resulta em pequenas
alterações em suas características físico-químicas, que os levam a se comportarem
física e quimicamente de modo diferente, processo esse chamado de “efeito
isotópico”. Com base na teoria quântica, pode-se explicar essas diferenças nas
propriedades físico-químicas dos isótopos. A energia de uma molécula é descrita em
termos do somatório das energias eletrônicas, translacionais, rotacionais e
vibracionais dos átomos dessa molécula. As energias produzidas pela interação
desses movimentos também podem ser incluídas nesse somatório. De acordo com
Hoefs (1973), as energias translacional e rotacional para isótopos de um mesmo
elemento, são mais ou menos idênticas, sugerindo que a energia vibracional seja a
responsável pelo “efeito isotópico”. A energia vibracional de uma molécula é
inversamente proporcional à massa de seus átomos, logo uma dada molécula que
contenha o isótopo mais leve de um mesmo elemento tem maior freqüência
vibracional. Isso significa que ligações químicas envolvendo isótopos mais leves são
mais fracas, tendendo a se quebrar mais rapidamente, logo são mais reativas do que
sua similar composta por isótopos mais pesados (Faure, 1986).
O efeito isotópico mencionado acima pode influenciar consideravelmente
reações químicas, que conduzem a modificações parciais da razão entre os
isótopos, ou seja, à divisão dos isótopos entre duas moléculas, fenômeno este
chamado de “fracionamento isotópico”.
O fracionamento isotópico ocorre durante diversos tipos de reações químicas
como a reação de troca isotópica envolvendo a redistribuição de isótopos de um
31
elemento entre diferentes moléculas contendo o mesmo elemento, processos
cinéticos, efeitos metabólicos (“Efeito Vital”, no qual pode ser incluído a taxa de
calcificação assim como o fracionamento específico de cada espécie) e processos
físicos como evaporação e condensação, fusão e cristalização entre outros (Faure,
1986; Mccorkle et al., 1996).
O fracionamento isotópico que ocorre durante cada um desses processos é
indicado por um fator de fracionamento α,α, que representa a razão entre as
proporções isotópicas das diferentes fases de um sistema em equilíbrio e é definido
pela equação abaixo:
onde R
A
é a razão entre o isótopo pesado e leve em uma molécula ou fase A e R
B
representa o mesmo na fase ou molécula B. Em muitos casos, o fator de
fracionamento de um sistema é dependente da temperatura, o que significa que o
fracionamento isotópico na natureza é influenciado pela temperatura do ambiente.
A composição isotópica de um elemento em uma determinada amostra é
definida pela equação abaixo:
onde δ
a
corresponde à razão isotópica da amostra, δp corresponde à razão isotópica
do padrão e o valor resultante (δδ) é expresso em partes por mil (‰), a partir da
diferença relativa de um padrão arbitrário.
No cálculo das razões δ
18
O, δ
13
C e δ D, geralmente os padrões internacionais
mais adotados são PDB e SMOW. O padrão PDB (Pee Dee Belemnite) foi baseado
em carbonatos contendo fósseis de belemitas do Cretáceo da Formação Pee Dee,
da Carolina do Norte, EUA. O padrão SMOW (Standard Mean Ocean Water),
corresponde originalmente a uma amostra hipotética de água do mar, estabelecido
por Craig (1961 apud Faure, 1986), cujo o padrão é uma amostra de água destilada
do US National Bureau of Standads (NBS-1).
αα
= =
R
B
R
A
δδ
(%0) =
δδ
a -
δδ
p
δδp
x 1000
32
2.2.2 Isótopos Estáveis de Oxigênio
O oxigênio é o elemento químico mais abundante do planeta Terra. Ocorre
em compostos gasosos, líquidos e sólidos, muitos dos quais são estáveis em ampla
faixa de temperatura, o que o torna um dos elementos mais importantes em estudos
geoquímicos. Apresenta-se na natureza sob a forma de três isótopos estáveis,
registrando as seguintes abundâncias:
16
O = 99,63%,
17
O = 0,0375% e
18
O =
0,1995%. Devido à diferença de massas e à maior freqüência, a razão
18
O/
16
O é
normalmente utilizada em pesquisas paleoclimáticas e paleoceanográficas.
A composição isotópica do oxigênio em uma amostra é reportada em termos
da diferença entre a razão
18
O/
16
O da amostra e um padrão arbitrário, onde o valor
resultante (δδ) é expresso em partes por mil (‰) de acordo com a equação abaixo
(Bradley, 1985).
onde valores negativos representam baixa razão na amostra, menos δ
18
O do que
16
O (isotopicamente mais leve), enquanto valores positivos representam alta razão
na amostra, mais δ
18
O do que
16
O (isotopicamente mais pesado).
A composição isotópica do oxigênio em amostras carbonáticas é determinada
em um espectrômetro de massa, equipado com um coletor duplo, para análises de
CO
2
obtido pela reação da amostra com 100% de ácido fosfórico, normalmente a
25
0
C. Em todos os casos, a razão isotópica de uma amostra desconhecida é
comparada repetidamente com a razão isotópica de um padrão. O padrão utilizado
pode ser tanto o PDB quanto o SMOW, conforme mencionado anteriormente. Se a
amostra carbonática tem um valor δ de 2‰ significa que o dióxido de carbono
derivado da testa é 2‰ mais enriquecido em relação ao CO
2
derivado do padrão.
Desde de que ambos, SMOW e PDB, tem sido utilizados para expressar a
δδ
18
O(%0) =
18
O/
16
O
(amostra) –
18
O/
16
O
(padrão)
padrão)
18
O/
16
O (padrão)
x 1000
33
composição isotópica do Oxigênio, a conversão do resultado dos valores δ foi dada
por Friedman; O´Neil (1977 apud Faure, 1986), segundo a equação:
δδ
18
O
SMOW
= 1,03086 δδ
18
O
PDB
+ 30,86
Na natureza, o oxigênio se combina com hidrogênio para formar a molécula
da água (H
2
O), a molécula mais abundante e essencial para a vida do planeta.
Devido à existência de três isótopos estáveis de Oxigênio e dois de Hidrogênio, a
molécula da água apresenta nove configurações isotópicas diferentes, cada uma
diferindo em relação ao número de massa. A pressão de vapor de cada uma dessas
moléculas de águas é inversamente proporcional às suas massas. Quando a água
evapora da superfície dos oceanos, o vapor d´água é enriquecido em
16
O, pois o
H
2
16
O tem maior pressão de saturação de vapor do que H
2
18
O, conseqüentemente,
o valor de δ
18
O do vapor d´água na atmosfera acima dos oceanos são negativos. O
valor do fator de fracionamento para a evaporação da água sob condições de
equilíbrio a 25
0
C é de 1,0092. Quando gotas de chuva se formam nas nuvens por
condensação do vapor d´água, a fase líquida formada é enriquecida em
18
O, na qual
a composição isotópica da primeira gota é similar as das águas do oceano.
O fator de fracionamento isotópico água-vapor é representado pela equação:
onde R (
18
O) é a razão isotópica da água ou do vapor. O valor de α
a-v
é dependente
da temperatura, sendo 1,0115 para 0
0
C, indicando que
18
O ocorre em maior
quantidade na água do que no vapor d´água.
αα
a-v
=
R(
18
O)
água
R(
18
O)
vapor
34
2.2.3 Aplicação de Isótopos Estáveis em Estudos Paleoclimáticos,
Paleoceanográficos e Estratigráficos
Desde que calotas polares começaram a se formar nas altas latitudes por
volta do Mioceno médio (14 Ma) (Maslin et al.,1998), variações nos registros
isotópicos de oxigênio em sedimentos marinhos resultam de mudanças na
composição isotópica dos oceanos provocadas por flutuações no volume de gelo
acumulado nos pólos (Kennett, 1982; Costa et al., 2005). A formação dessas calotas
de gelo aprisionou um montante de água enriquecida em
16
O aumentando a
concentração de
18
O nos oceanos. A composição isotópica da água do mar torna-se
uniforme depois de 1000 anos de mistura nos oceanos, um curto intervalo geológico.
Assim, mudanças na composição isotópica dos oceanos são registradas
instantaneamente, em termos de tempo geológico, por microorganismos vivos e são
sincrônicas através dos oceanos, podendo ser combinadas e correlacionadas entre
eles (Emiliani; Shackleton, 1974).
Uma vez que, como visto acima, o fracionamento isotópico é dependente da
temperatura, e os organismos marinhos secretam suas carapaças em equilíbrio
isotópico com o meio, quanto menor a temperatura da água maior será a
concentração de
18
O nas carapaças. Assim, através da análise da razão isotópica de
oxigênio em fragmentos fossilizados carbonáticos pode-se determinar as condições
paleoambientais nas quais esses organismos viveram (Emiliani, 1955 e 1971;
Fairbanks et al, 1980; MacManus et al, 1996; Chapman; Maslin, 1999; Niebler et al,
1999; Ganssen; Kroon, 2000; Pak; Kennett, 2002 e Curry; Fallick, 2002).
Emiliani (1955) utilizou isótopos de oxigênio (δ
18
O) extraídos de carapaças de
foraminíferos planctônicos para identificar mudanças na temperatura das águas
superficiais dos oceanos Pacifico e Atlântico Equatorial, durante o Quaternário.
Nesse trabalho, o autor propôs uma estratigrafia baseada em δ
18
O que se tornou a
mais comum e poderosa ferramenta na correlação de seqüências marinhas
(Emiliani; Shackleton, 1974; Arz et al., 1999; Kukla et al., 1997 e Portilho-Ramos et
al., 2004). De acordo com Emiliani (1955), valores positivos indicam intervalos
glaciais (“Estágios Isotópicos Marinhos“ de numeração pares) enquanto valores
negativos correspondem a intervalos interglaciais e interestadiais (“Estágios
Isotópicos Marinhos“ de numeração impares).
35
É necessário enfatizar que os isótopos estáveis de Oxigênio não são
importantes somente para correlação estratigráfica, mas também são úteis na
reconstituição das condições paleoceanográficas e paleoclimáticas de uma região
(Backstrom et al., 2001), contribuindo para o entendimento da paleotemperatura e
paleo-salinidade dos oceanos (Emiliani, 1955 e 1972; MacManus et al, 1996;
Chapman; Maslin, 1999 e Elderfield; Ganssen, 2000), na determinação da
profundidade de precipitação do carbonato (Emiliani, 1971; Fairbanks et al, 1980;
Niebler et al, 1999; Ganssen; Kroon, 2000 e Pak; Kennett, 2002), e na
paleocirculação dos oceanos (Kukla et al, 1997; Burns; Maslin, 1999; Curry; Oppo,
2005).
Durante o Quaternário, quando a temperatura nas regiões abissais dos
oceanos foi praticamente constante, a mudança do δ
18
O em carapaças de
foraminíferos bentônicos reflete as variações do volume de gelo durante os ciclos
glaciais e interglaciais freqüentes nesse período geológico (Kennett, 1982; Bradley,
1985; Costa et al., 2005).
O gênero Cibicides, principalmente a espécie C. wuellerstorfi, apresenta
biologia conhecida e registra com confiabilidade as propriedades físico-químicas da
água de fundo na qual a carapaça foi formada (McCorkle et al., 1997) e vem sendo
utilizada em diversos estudos paleoclimáticos e paleoceanográficos incluindo
paleocirculação profunda (Mulitza et al., 1998; Oppo; Horowitz, 2000). Segundo
Schnitker (1980 apud Sen Gupta, 1989), C. wuellerstorfi é uma espécie epifaunal,
cosmopolita, que vive em profundidades maiores que 2000 metros sendo associada
com a North Atlantic Deep Water (NADW). Com relação aos foraminíferos
planctônicos, que refletem tanto variações no volume de gelo quanto variações na
temperatura das águas superficiais, Emiliani (1971) aponta Globigerinoides ruber e
G. trilobus sacculifer como principais espécies utilizadas na extração de dados
isotópicos, uma vez que a concentração de
18
O não se altera durante o crescimento
dos indivíduos desses táxons.
36
3 ÁREA DE ESTUDO
A margem continental Sul brasileira abrange, entre outras, a Bacia de Santos
com uma área de 275.000 km
2
estando localizada entre as latitudes 23
0
e 28
0
S
(figura 1A). O limite norte, com a bacia de Campos é marcado pelo Alto de Cabo
Frio, enquanto o Alto de Florianópolis marca o limite sul, com a bacia de Pelotas
(Pereira; Feijó, 1994); o limite oeste é dado pelas serras do Mar e da Mantiqueira e
pelo Maciço da Carioca (Macedo, 1989; Mesquita, 1995). A leste, a bacia de Santos
está em continuidade estrutural e estratigráfica com o Platô de São Paulo (Macedo,
1989), uma importante feição geomorfológica localizada entre as latitudes 21
0
e 28
0
S, com profundidade de lâmina d’água entre 2.000 e 3.200 metros.
37
23 S
0
25 S
0
27 S
0
29 S
0
31 S
0
33 S
0
Bacia de Santos
Limite Sul da Bc de Santos
>4000
0
800
1000
3000
1485
AAIW
NADW
AABW
SW
Nível do mar
Talude
continental
JPC-95
NW
SE
Profundidade (cm)
a
Figura 4: a - Mapa de localização do testemunho JPC-95 (coordenadas 27
0
52,73’ S e 46
0
55,25’ W), mostrando o limite Sul da Bacia de Santos (Modificado de Barbosa e Seoane, 2004).
b – Posicionamento batimétrico do testemunho JPC-95, coletado sob lâmina d`água de
1485m,
mostrando as principais massas d’água de fundo da região: SW = Surface Water; AAIW
=
Antartic Intermediate Water; NADW = North Atlantic Deep Water; AABW =
Antartic Botton
Water.
b
38
3.1 HIDROLOGIA LOCAL
A circulação superficial da área compreendida pela margem continental sul
brasileira, onde se insere a Bacia de Santos, está sobre influencia das águas
quentes da corrente do Brasil, uma corrente rasa, quente e salina na sua origem,
próximo ao paralelo 10
o
S, constituída basicamente por águas tropicais (temperatura
>20
o
C, salinidade >36 ‰
;
Silveira et al., 2000). Próximo ao paralelo 20
o
S, ela
recebe contribuição da Água Central do Atlântico Sul (SACW = South Atlantic
Central Water; temperatura entre 6
0
a 20
o
C e salinidade entre 34.6 a 36 ‰; Silveira,
op. cit) e se torna mais profunda, apresentando uma espessura de 750m ao sul da
bacia de Santos (Silveira et al., 2000). A corrente do Brasil flui em sentido Sul até se
encontrar, em uma região denominada “Zona de Convergência
Subtropical/Subantártica” (Boltovskoy, 1981), com a corrente das Malvinas
(temperatura = 5
0
a 9
o
C, salinidade = 33 a 34 ‰; Boltovskoy, op. cit.), que vem do
Sul trazendo as águas subantárticas figura 2. Conforme observado por Boltovskoy
(1962), a transição entre essas águas não ocorre abruptamente, ao longo de uma
linha reta, mas de um contato irregular com águas subtropicais interdigitadas em
águas subantárticas e vice-versa. Boltovskoy et al. (1996) observou que essa zona
sofre oscilações sazonais, variando entre 48
0
S durante o verão e 31
0
S durante o
inverno, chegando, nessa estação, próximo ao limite sul da bacia de Santos (28
0
S),
onde foi coletado o testemunho JPC-95.
39
De acordo com Hogg et al. (1996), na circulação oceânica profunda dessa
região do Atlântico Sul, estão presentes à Água Intermediaria da Antártica (AAIW =
Antartic Intermediate Water, 800 − 1000 m de profundidade), Água Profunda do
Atlântico Norte (NADW = North Atlantic Deep Water, 2000 − 3000m de
profundidade) e Água de Fundo da Antártica (AABW = Antartic Botom Water, 3000 −
Figura 5: Esquema de circulação superficial do oceano Atlântico
Sul, mostrando a Zona de Convergência Subtropical/Subantártica.
(Modificado de Boltovskoy, 1981)
40
5000m de profundidade). A dinâmica de circulação profunda da região e a influência
da NADW no material de estudo pode ser observado nas figuras 1B e 3.
A AAIW, caracterizada por valores de temperatura entre 2,2
0
e 6
o
C,
salinidade de 34,1 a 34,6 ‰, (Boltovskoy, 1981) e oxigênio de 220 µmol/Kg, (Siedler
et al., 1996), tem sua origem ligada diretamente às águas superficiais frias do mar de
Weddell, que circundam o continente antártico, as quais migram em sentido Norte
até a Zona de Convergência Subtropical/Subantártica, onde afundam e formam a
AAIW. Segundo Reid (1996), a AAIW sofre uma bifurcação em torno de 30
0
S, onde
parte dessa massa migra por baixo da corrente do Brasil em sentido Norte,
Figura 6: Esquema de circulação oceânica superficial e profunda do
Atlântico Sul Oriental. (Modificado de Boltovskoy, 1981)
41
atravessando o Equador ao longo do limite ocidental, enquanto a outra parte flui
como uma corrente de contorno em direção Sul, a partir do paralelo 35
o
.
A NADW é caracterizada por temperatura entre 3
0
a 4
o
C, salinidade entre
34.4 a 34.8‰ e oxigênio entre 230 a 250µmol/Kg, (Reid, 1996). Essa massa d’água
origina-se no Atlântico Norte através da mistura das águas quentes e salinas que
chegam pela corrente do Golfo com as águas frias e menos salinas da corrente do
Ártico (Reid, op cit). A NADW segue em sentido Sul, em profundidades maiores que
1500m. No Atlântico Sul, a NADW se encontra com a Corrente Circumpolar Antártica
(ACC = Antartic Circumpolar Current) e escapa para os oceanos Índico e Pacifico.
Em algum lugar a NADW sobe e é alterada próxima à superfície; parte dessa água
alimenta a formação da AABW ao longo da margem da Antártica e parte converge
para o Norte onde contribui para a formação da AAIW. O retorno dessa água se dá
pela passagem de Drake e/ou ao Sul da África, via corrente de Benguela (Gordon,
1996).
A AABW, caracterizada por temperatura entre 0 a 2
o
C; Salinidade de 34.8‰ e
oxigênio de 230 a 250µmol/Kg (Siedler et al., 1996) origina-se, assim como a AAIW,
no mar de Weddell (WSDW = Weddell Sea Deep Water). Com temperatura maior
que 0.2
0
C e salinidade de 34.7‰, a WSDW migra em direção à Bacia da Argentina
em profundidades abissais (> 4000m) e se mistura com a massa Circumpolar de
Fundo (LCDW = Low Circumpolar Deep Water), que também circundam o continente
antártico com temperatura de 0 a 2
0
C e salinidade de 34.8‰ (Siedler et al., 1996).
Entre os paralelos de 70-80
0
S, ela afunda e segue em sentido Norte, beirando a
costa sul-americana, passando pelas bacias da Argentina e do Brasil. Por ser mais
fria do que sua sobrejacente (NADW), ocupa profundidades abissais maiores (cerca
de 4000m de profundidade). Em seu trajeto, a AABW encontra barreiras
geomorfológicas, como a elevação do Rio Grande, no limite entre as bacias da
Argentina e do Brasil. A partir daí, essa massa flui, parte pelo canal Hunter (Siedler,
op cit) e parte pelo canal Vema, uma depressão encontrada entre 30
o
e 33
o
S / 40
o
W, que separa as porções ocidental e central da elevação do Rio Grande (Fridlund,
2000). Segundo Siedler et al. (1996), durante seu percurso entre 4.5
0
S e 7.5
0
N, na
porção oeste do Atlântico Equatorial, a AABW sofre uma considerável mudança na
temperatura aumentando de aproximadamente 0.2
0
C a 4.5
0
S para ~1.1
0
C a 7.5
0
N.
42
4. MATERIAL E MÉTODOS
O material estudado no presente trabalho foi coletado em 1998, durante o
cruzeiro KNORR 159-5 do Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI;
Massachusetts, EUA), que realizou diversas perfurações na margem continental
brasileira, incluindo o platô de São Paulo e a bacia de Santos, com o objetivo de
ampliar os conhecimentos sobre a evolução paleoceanográfica do Atlântico Sul.
Coletado na porção sul da Bacia de Santos (27
0
52,73’ S e 46
0
55,25’ W), sob
lâmina d’água de 1.485 metros, o testemunho a pistão JPC 95 alcançou 18 metros
de comprimento, dos quais 16,4 metros foram recuperados e analisados no presente
estudo. Foi analisado um centímetro de amostra a cada 10 cm de intervalo,
formando um total de 164 amostras. Em laboratório, as amostras foram pesadas (um
grama cada) e lavadas sob água corrente, em peneira com malha 0,062 µm e,
posteriormente, secadas em estufa a temperatura máxima de 60
0
C. Em seguida,
cada amostra foi peneirada a seco em peneiras com malha de 125 e 250 µm, para
triagem e contagem de cerca 300 espécimes de foraminíferos planctônicos. As
carapaças foram analisadas sob estereomicroscópio, com aumentos variando de 6 a
66 X.
A identificação dos táxons tomou como base os trabalhos de Bolli; Saunders
(1985) e Stainforth et al. (1975). A abreviatura “s.l.”, utilizada no nome de alguns
táxons significa “sensu latu”. De importância fundamental no presente trabalho é o
conceito taxonômico de “plexo”. No sentido utilizado por Vicalvi (1997 e 1999), e aqui
adotado, o termo “plexo” refere-se a um grupo de espécies e/ou subespécies, de
morfologia semelhante e que apresentam a mesma reação as variações ambientais.
Assim, a expressão “plexo menardiforme” inclui os táxons Globorotalia menardii
menardii, G. menardii cultrata, G. fimbriata, G. flexuosa, G. tumida tumida, formando
o principal grupo indicador de águas quentes; o mesmo autor denomina “plexo
Pulleniatina” ao conjunto das espécies Pulleniatina primalis, P. obliquiloculata e P.
43
finalis, sendo considerado por muitos autores, como representante de águas
quentes, porém com maior tolerância a baixas temperaturas do que o plexo
menardiforme. Por ter um comportamento mais euritérmico, tolerando águas mais
frias do que os representantes do plexo menardiforme, tende a desaparecer mais
tardiamente, nos momentos de transição de períodos interglaciais para glaciais, e
reaparecer antes, quando um novo intervalo interglacial se aproxima (Prell; Damuth,
1978).
As espécies foram selecionadas de acordo com sua tolerância as variações
ambientais, principalmente na temperatura das águas na qual vivem, seguindo os
critérios propostos por Ericson; Wollin (1968) e Vicalvi (1997 e 1999). Assim os
representantes dos plexos menardiforme (Globorotalia menardii menardii, G.
menardii cultrata, G. fimbriata, G. flexuosa) e Pulleniatina (Pulleniatina
obliquiloculata, P. finalis e P. primalis), são reconhecidas como os principais
representantes de águas quentes. As espécies Globorotalia truncatulinoides s.l. e G.
inflata foram selecionadas como os melhores representantes de águas frias. As
espécies Orbulina universa, Neogloboquadrina dutertrei dutertrei, Globorotalia
crassaformis s.l. e Globigerinoides conglobatus são numericamente menos comuns
e foram selecionadas por Vicalvi (1999) para auxiliar na identificação de limites entre
intervalos paleoclimáticos. Segundo esse autor, essas espécies apresentaram
padrão de variação de freqüência, predominância em determinados níveis e
distribuição continua ao longo de testemunhos estudados por ele, requisitos que não
são observados em outros componentes da fauna de foraminíferos planctônicos
excluídos das análises.
Os cálculos de porcentagem relativa foram feitos para cada táxon selecionado
em relação ao total de foraminíferos planctônicos encontrados em cada amostra.
Em seguida foi gerada uma curva de freqüência dos táxons, a partir da qual
reconheceu uma moldura biocronoestratigráfica para o testemunho JPC-95. Esse
procedimento teve como finalidade identificar eventos paleoclimáticos da região e
uma seqüência lógica de sua ocorrência.
Os isótopos estáveis de oxigênio foram medidos nas carapaças de
foraminíferos bentônicos do gênero Cibicides spp., formado por espécies epifaunais,
de biologia conhecida, que registram com fidelidade as propriedades físico-químicas
das massas d´águas de fundo (Mc Corkle et al., 1996). De três a cinco indivíduos
foram selecionados, imersos em etanol, triturados em vidro de relógio, e medidos no
44
espectrômetro de massa “Finnigan” MAT 252 com um dispositivo automatizado
KIEL, no laboratório do “Woods Hole Oceanographic Institution”. Segundo o
“National Bureau of Standards” (NBS), o desvio padrão dos valores isotópicos do
carbonato padrão NBS-19 é 0.08‰. Os valores isotópicos de NBS-19 foram
calibrados de acordo com o Pee Dee Belemnite (PDB). Os dados isotópicos foram
fornecidos pela pesquisadora Delia Oppo (WHOI/EUA).
A taxa de sedimentação para os vários intervalos bioestratigráficos foi
estimada dividindo-se a espessura desses intervalos (espessura dos sedimentos,
em centímetros) pelo tempo mensurado para sua deposição (em milhares de anos:
ka). As idades absolutas dos limites desses intervalos adotadas no presente trabalho
correspondem a eventos geológicos e/ou bióticos conhecidas na bibliografia
especializada, conforme descritos na sessão 2.1.4.
A idade absoluta obtida através do método de carbono 14 foi medida no
WHOI/EUA (dados não publicados de D. Oppo) e indica uma idade de 21.800 anos,
com erro de ± 130, para a profundidade de 16,5 cm. Essa idade foi adotada sem
calibração, no presente trabalho, pois não é passível de ser calibrada pelo software
“CALIB – RADIOCARBON CALIBRATION PROGRAM”, o qual opera somente
idades de 0 a 21300 anos.
Apesar do termo “Quaternário” ter sido abolido pela International Comission
on Stratigraphy (ICS)/International Union of Geological Sciences (IUGS), diversos
pesquisadores ainda relutam em acatar essa resolução, persistindo ainda alguma
discussão na comunidade cientifica. O assunto foi tema de uma mesa redonda no X
Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário (ABEQUA; em
Guarapari, ES, 2005), mas não houve conclusão por parte dos pesquisadores
brasileiro. Por esse motivo o termo Quaternário será adotado nesse trabalho no seu
sentido tradicional, ou seja, correspondendo ao intervalo Plesitoceno-Holoceno.
45
5. TRABALHOS PRÉVIOS NA REGIÃO
Grande parte dos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos sobre o
oceano Atlântico já realizados enfocou sua porção setentrional, embora possam ser
mencionados alguns trabalhos desenvolvidos no Sudoeste do Atlântico Sul, tais
como Rodrigues; Carvalho (1980), Vicalvi (1977 e 1999), Azevedo (1995), Barbosa
et al. (1999), Mulitza et al. (1999), Oppo; Horowitz (2000), Wanderley (2001),
Barbosa (2002), Portilho-Ramos (2003), Portilho-Ramos et al.(2004), Curry; Oppo,
2005, entre outros.
Vicalvi (1977), realizou o primeiro estudo bioestratigráfico e paleoclimático do
Quaternário em testemunhos coletados na margem e no talude continental Sul
brasileiro, entre as coordenadas 29
0
S - 34
0
S e 48
0
W – 53
0
W, com base na
composição qualitativa e quantitativa da fauna de foraminíferos planctônicos. O autor
desenvolveu uma curva paleoclimática usando dois critérios: a proporção de
indivíduos de águas quentes e frias e/ou a relação entre Globorotalia menardii e G.
inflata, sendo a primeira substituída em alguns intervalos por Globigerinoides ruber,
também representante de águas quentes. Dessa forma, os foraminíferos
identificaram três grandes intervalos paleoclimáticos, o último intervalo interglacial e
glacial do Pleistoceno e o intervalo Pós-glacial (Holoceno).
Rodrigues; Carvalho (1980) desenvolveram curvas paleoclimáticas com base
na freqüência de foraminíferos (planctônicos e bentônicos) de testemunhos
coletados na mesma região estudada por Vicalvi (op cit.), concluindo que os
testemunhos GIV 289, GIV 290 e GIV 363 atravessaram sedimentos holocênicos e
chegaram ao Pleistoceno (pós-glacial e glacial respectivamente), enquanto que o
testemunho GIV 362 contem somente sedimentos pleistocênicos e os restantes são,
exclusivamente, holocênicos.
46
Azevedo (1995) comparou, em sessão quaternária de testemunhos de
sondagem coletados na bacia de Campos, a consistência entre resultados de δ
18
O
e δ
13
C, medidos em carapaças de foraminíferos, com aqueles obtidos em amostras
de rocha total, cujo o custo e tempo de análise são bem menores. O estudo
demonstrou a equivalência nas assinaturas isotópicas medidas em ambos os tipos
de amostras. Os resultados permitiram, além da identificação do limite
Pleistoceno/Holoceno (limites entre os Estágios Isotópicos 1-2 de Emiliani, 1955), a
interpretação da evolução da Bacia de Campos nos últimos 40 Ka, abordando
aspectos como variação na temperatura das águas oceânicas da região, na
produtividade e na preservação da matéria orgânica.
Vicalvi (1997 e 1999) propôs um zoneamento bioestratigráfico e
paleoclimático do Quaternário superior do talude da Bacia de Campos e Platô de
São Paulo, baseado em foraminíferos planctônicos. As conclusões e a importância
desse estudo foram abordadas na sessão 2.1.4.
A partir de um estudo integrado do testemunho MC 58 (sul do platô de São
Paulo) coletado a 4000m de profundidade, Barbosa et al. (1999), apresentaram
análises preliminares de foraminíferos, radiolários e nanofósseis calcários
reconhecendo para o intervalo entre 37-40 cm a passagem da zona Y para a zona
Z.este estudo foi confirmado posteriormente por Wanderley (2001) e Rios-Netto
(2001).
Mulitza et al. (1999) revisaram a recente distribuição de δ
13
C e o registro de
δ
13
C em testas de foraminíferos planctônicos no Quaternário do Atlântico Sul. Já
Oppo; Horowitz (2000), apresentaram dados de Cd/Ca e δ
13
C de testemunhos da
margem continental brasileira para testar a hipótese da penetração da GNAIW
(Glacial North Atlantic Intermediate Water) na região.
Toledo (2000) observou variações paleoceanográficas nos últimos 30.000
anos em testemunhos coletados no oeste do Atlântico Sul, utilizando isótopos
estáveis de oxigênio, foraminíferos planctônicos e nanofósseis calcários.
Barbosa (2002) avaliou a freqüência e o padrão de distribuição das espécies
de foraminíferos bentônicos, para testemunhos coletados nas Bacias de Campos e
Santos, correlacionando esses resultados com análise isotópica de δ
18
O e δ
14
C em
foraminíferos bentônicos e planctônicos. A autora também identificou as associações
de foraminíferos bentônicos encontradas em cada uma biozonas/subzonas de
47
Vicalvi (1997 e 1999), e propôs uma reconstituição paleoceanográfica para sua área
de estudo.
Portilho-Ramos (2003) desenvolveu um trabalho paleoceanográfico e
bioestratigráfico, estudando o testemunho JPC-17 coletado na porção Sul da bacia
de Santos. O autor concluiu que os sedimentos depositados acima de 60 cm do topo
do testemunho foram depositados sob condições de águas quentes caracterizando o
intervalo pós-glacial (correspondente ao Holoceno), enquanto que os sedimentos
depositados abaixo desse limite caracterizavam o último intervalo glacial do
Pleistoceno. Nesse estudo, o autor reconheceu as subzonas Z1 e Z2 (Holoceno)
além da Y1, Y2 e Y3 (Pleistoceno), nos cinco metros superficiais do testemunho.
Portilho-Ramos et al. (2004) correlacionou o biozoneamento desenvolvido em
Portilho-Ramos (2003) com análise isotópica de oxigênio em foraminíferos
planctônicos para o testemunho JPC-17 e obteve excelente correlação entre as
biozonas Y e Z com os estágios isotópicos 1 e 2 (Pós-glacial e glacial) de Emiliani
(1955).
Curry; Oppo (2005) além de utilizar dados isotópicos de Oxigênio na
correlação entre testemunhos coletados no Atlântico Sul e Norte, delinearam a
geometria, o fluxo e o local de origem das principais massas d´águas de fundo
(AAIW, NADW e AABW) do Oceano Atlântico, utilizando-se de δ
13
C e δ
18
O extraídos
das carapaças de foraminíferos bentônicos.
48
6. RESULTADOS
6.1. RESULTADOS DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS
As carapaças dos foraminíferos planctônicos apresentaram excelente estado
de preservação, o que facilitou a classificação e contagem dos mesmos ao longo do
testemunho JPC-95. Por se tratar de uma área sob influência da Corrente do Brasil,
a maior parte dos táxons encontrados são característicos de águas quentes das
zonas tropical e subtropical, como Globigerinoides ruber, G. trilobus s.l., G.
conglobatus, Neogloboquadrina dutertrei dutertrei, o plexo menardiforme e plexo
Pulleniatina, entre outros. Representantes da Corrente das Malvinas também foram
encontrados, como Globigerina bulloides, Globorotalia scitula, G. truncatulinoides
s.l., além de G. inflata, espécie de águas frias que habitam regiões transicionais e de
ressurgência (Boltovskoy et al., 1996). Os resultados das análises são apresentados
na tabela 1 e consolidados na figura 7, tendo possibilitado a divisão do testemunho
em três grandes intervalos estratigráficos/paleoclimáticos/paleoceanográficos base –
920 cm, 911 – 20 cm e de 11 cm – topo.
O intervalo que se estende da base do testemunho até a amostra 920-921 cm
foi caracterizado (1) pela presença do plexo menardiforme, com porcentagens
médias de 4,2%, incluindo Globorotalia túmida flexuosa, espécie encontrada
somente nesse intervalo, (2) pelo número total de foraminíferos relativamente alto
(principalmente na base do intervalo), e (3) pela alta participação percentual de
foraminíferos planctônicos na microfauna total de foraminíferos. A freqüência do
plexo menardiforme variou entre total ausência (base-1380 cm, 1271-1220 cm e
1181-1150 cm) e picos de ocorrência que chegaram a 17,1% na amostra 1190-1191
cm. O plexo Pulleniatina, também se fez presente com porcentagem média de 0,3%,
alternando entre total ausência (base-1380 cm e 1271-1150 cm) e pico de
freqüência de 3,6% na amostra 930-931 cm. Existem coincidências entre as fases de
49
aparecimento/desaparecimento dos plexos menardiforme e Pulleniatina (com
exceção do pico de ocorrência do plexo menardiforme entre as amostras 1190-1191
e 1210-1211 cm, onde se observa a ausência do plexo Pulleniatina). As espécies
Globorotalia truncatulinoides s.l. e G. inflata apresentaram um padrão de freqüência
relativamente uniforme durante todo o intervalo, com porcentagens médias de 1,6%
e 2,8%, respectivamente, embora alguns picos anômalos de freqüência tenham sido
50
G`oides conglobatus
20
Plexo menardiformePlexo PulleniatinaG. truncatulinoides
20
G. inflata
20
G. crassaformis
20
N. dutertreiO. universa
10002000300040005000
Total Forams
20406080100
% planctonicos
55551001502002503003504004505005505060065070075080085090095010001050110011501200125013001350150015501600165014001450
Profundidade (cm)
132IntervaloIntervaloIntervalo
Frequência (%) (c/g)
Figura 7: Curva de freqüência em porcentagens das principais espécies em termos paleoceanográficos, mostrando o total
carapaças de foraminíferos por grama (c/g) e a porcentagem dos foraminíferos planctônicos ao longo do testemunho JPC-
95.
Com esses resultados, foi possível dividir o testemunho em três intervalos.
51
observados, como, por exemplo, 7,1% para Globorotalia truncatulinoides s.l. e 7,2%
para G. inflata, próximo à base, e 8,7% de G. inflata próximo ao topo do intervalo. As
espécies Orbulina universa, Globorotalia crassaformis s.l., Globigerinoides
conglobatus apresentaram baixa freqüência, com porcentagens médias de 0,1%,
0,4% e 0,8%, respectivamente. Neogloboquadrina dutertrei dutertrei, apresentou
porcentagens variando entre 0,4% e 4,3% na base, passando a uma freqüência
média de 1% no restante do intervalo, com pico de 23,1% na amostra 920-921 cm
(topo do intervalo). O número total de foraminíferos por grama de sedimento
(carapaça por grama, c/g) foi relativamente alto na base do testemunho (com média
de 1500 c/g), caindo bruscamente na metade superior do intervalo, onde se observa
média de 400 c/g. As porcentagens de foraminíferos planctônicos mantiveram-se
altas ao longo de todo o intervalo, variando em média entre 80-95%.
Já o intervalo entre as amostras 910-911 e 20-21 cm foi caracterizado
principalmente pela ausência do plexo menardiforme, com uma rara ocorrência na
amostra 90-91cm (0,2%). O plexo Pulleniatina alternou entre ausência quase total
(911-800 cm, 861-200 cm e 61-20 cm) e presença (791-670 cm e 191-70 cm),
apresentando porcentagem média de 0,4% ao longo de todo o intervalo. A espécie
Globorotalia truncatulinoides s.l. apresentou freqüência relativamente uniforme
durante todo o intervalo, com porcentagem média de 1,7%, semelhante ao intervalo
anterior; eventuais picos anômalos foram observados, alcançando percentual
máximo de 5,7%. Já a curva de freqüência de G. inflata, com porcentagem média de
5,9%, oscilou bastante durante todo o intervalo, apresentando alguns picos de
ocorrência que chegaram a 22,8% na amostra 490-491 cm. Das demais espécies
selecionadas, Globorotalia crassaformis s.l apresentou ocorrências elevada entre as
amostras 820-821 e 650-651 cm, alcançando porcentagem média de 6,8% nesse
subintervalo. Foi observado um aumento nas porcentagens de Neogloboquadrina
dutertrei dutertrei entre as amostras 240-241 e 20-21 cm, onde a percentagem
média é de 2,2%. O restante das espécies selecionadas, como Orbulina universa e
Globigerinoides conglobatus, apresentaram freqüência irregular ao longo do
intervalo, com médias de 0,3% e 0,4%. O número total de foraminíferos permaneceu
baixo ao longo de quase todo o intervalo, aumentando gradativamente a partir da
profundidade de 340 cm em direção ao topo, onde alcança valores de 4807
carapaças/g na amostra 20-21 cm. Pode-se observar uma queda considerável no
total de foraminíferos na parte mediana do intervalo (30-50 c/g), entre as amostras
52
660-661 e 270-271 cm), refletindo diretamente uma diminuição na ocorrência de
foraminíferos planctônicos, uma vez que, em grande parte desse subintervalo, a
porcentagem de planctônicos cai para uma média entre 44% (tabela 1). Em seguida
são observadas tendências de aumento nas porcentagens a partir da amostra 190-
191 cm em direção ao topo do intervalo, onde a média variou entre 86-90%.
O intervalo que corresponde às duas amostras do topo do testemunho JPC -
95, foi caracterizado pela presença do plexo menardiforme com porcentagem entre
1,9% a 2,1%. O plexo Pulleniatina também está presente, com porcentagem de
0,2% e 0,3%. A freqüência de Globorotalia truncatulinoides s.l. permaneceu
constante, com um ligeiro aumento em relação ao topo do intervalo subjacente, com
porcentagens de 3% e 2,5%. Foi observada uma redução nas porcentagens de G.
inflata (1,2% e 0,5%). Já as espécies Globorotalia crassaformis s.l. e Globigerinoides
conglobatus permaneceram com mesma freqüência de 0-0,2% e 0,3-0,8%,
respectivamente. Orbulina universa apresentou um aumento e Neogloboquadrina
dutertrei dutertrei uma queda, registrando porcentagens de 1-1,9% e 0,3-0%
respectivamente. O número de carapaças de foraminíferos por grama de sedimento
foi alto, chegando a 3574 e 2676 c/g, enquanto as porcentagens dos foraminíferos
planctônicos registraram 98,1% e 99,9%, as mais altas de todo o testemunho.
53
6.2. RESULTADOS DE ISÓTOPOS ESTÁVEIS
A curva isotópica de oxigênio construída para os cinco metros superiores do
testemunho JPC-95 exibiu altos valores de δ
18
O para o intervalo que se estende da
amostra 584,5 cm até a amostra de 16,5 cm. Os valores de δ
18
O oscilaram muito
pouco ao longo desse intervalo, com amplitude de 0,2-0,4%0, alcançando mínimo de
3,2‰ na amostra 191,5 cm e um pico máximo e mais pronunciado de 4,3‰ na
amostra 16,5 cm. A partir desta profundidade os valores diminuem para 2,4‰ na
amostra 8,5 cm (topo do testemunho), exibindo a maior amplitude (1,9‰) registrada
nos cinco metros de testemunho analisado.
δδ
18
O
Figura 8: Curva isotópica de Oxigênio extraída das
carapaças de foraminíferos bentônicos do gênero
Cibicidoides spp
. para os cinco metros superiores do
testemunho JPC-95
54
7. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
O intervalo estratigráfico que se estende da base do testemunho (amostra
1640 - 1641 cm) até a amostra 920-921 cm foi reconhecido como correspondendo
ao último intervalo interglacial do Pleistoceno (encerrado há cerca de 84 Ka),
correlacionável à Biozona X, de Ericson; Wollin (1968) e ao Estágio Isotópico
Marinho 5 (Marine Isotopic Stage 5, MIS-5), de Emiliani (1955). Essa biozona foi
evidenciada principalmente pela presença do plexo menardiforme (incluindo
Globorotalia tumida flexuosa), além do plexo Pulleniatina, nos dois terços superiores
do intervalo. A freqüência relativamente baixa de Globorotalia inflata, a abundância
relativamente alta de foraminíferos (principalmente no terço inferior do intervalo) e
as altas porcentagens de foraminíferos planctônicos auxiliaram na definição dessa
biozona. Apesar de ser considerado um intervalo quente, espécies características
de águas frias, segundo Vicalvi (1999), como Globorotalia truncatulinoides s.l.,
também estão presentes. Esse intervalo interglacial também foi reconhecido em
testemunhos estudados na Bacia de Pelotas por Vicalvi (1977), na Bacia de
Campos (Barbosa, 2002 e Sanjinés, 2004) e na Bacia de Santos (Barbosa, op cit.).
Pode-se notar três subintervalos de ausência, ou rara ocorrência, dos plexos
menardiforme e Pulleniatina ao longo desse intervalo, correlacionados às subzonas
X2, X4 e X6 de Vicalvi (1999), enquanto os três subintervalos que contêm esses
táxons correspondem às subzonas X1, X3 e X5 desse mesmo autor.
A associação microfossilífera encontrada nesse intervalo revela deposição
sedimentar sob condições de águas oceânicas quentes, sugerindo a presença das
águas tropicais da Corrente do Brasil nessa região do Atlântico Sul. Conforme visto
por Boltovskoy et al. (1996), a distribuição atual do plexo menardiforme no Atlântico
Sul está diretamente relacionada à Corrente do Brasil, que flui em sentido Sul até a
Zona de Convergência Subtropical/Subantártica (entre 30
0
- 35
0
S), passando sobre o
local de coleta do testemunho JPC-95. Deve-se notar que a abundância e a
55
diversidade dos foraminíferos planctônicos nos oceanos aumentam em direção à
região equatorial (baixas latitudes), fenômeno relacionado à temperatura e a efeitos
relacionados a ela, como eficiência metabólica e saturação do carbonato (p.ex.: Bé,
1959; Schmidt et al., 2004). Com o aumento da temperatura da água, diminui a
solubilidade do CaCO
3
, disponibilizando matéria prima para a construção das
56
G`
o
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glob
atu
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20
Ple
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1000
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5000
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20 40 60 80 100
% p
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cos
5 5 5 5
Intervalo glacial menos frioIntervalo interglacial mais quente Intervalo interglacial quente Intervalo glacial mais frio
*
C
14
Paleoclima
Pós-glacial
Glacial
Interglacial
Frequência (%)
Figura 9: Caracterização paleoceanográfica e paleoclimática do testemunho JPC- 95, mostrando a freqüência de táxons de
foraminíferos planctônicos significativos em termos paleoambientais e sua correlação com a geoc
ronologia e com as biozonas e
subzonas de Ericson e Wollin (1968) e Vicalvi (1999) respectivamente.
57
carapaças; paralelamente, ocorre o aumento do metabolismo dos organismos
(desenvolvimento e reprodução). Logo, a abundância de foraminíferos e as altas
porcentagens de foraminíferos planctônicos durante quase todo esse intervalo pode
ser explicado pelas altas temperaturas das águas superficiais durante esse intervalo
de tempo, refletindo a influência da corrente do Brasil na região.
Os subintervalos de ausência ou rara ocorrência dos plexos menardiforme e
Pulleniatina (subzonas X2, X4 e X6), observados ao longo do último interglacial do
Pleistoceno (Biozona X / MIS-5) sugere intervalos de tempo em que as águas
superficiais da região estiveram menos quentes, apesar do contexto interglacial
(figura 9). Esses intervalos podem estar relacionados a um sutil resfriamento do
clima mundial, o que teria provocado mudanças na circulação superficial da região,
principalmente no posicionamento da Zona de Convergência Subtropical/
Subantártica. Esses episódios de relativo resfriamento do clima teriam provocado o
enfraquecimento da Corrente do Brasil, e conseqüentemente, deslocado a Zona de
Convergência para Norte, o que explica o desaparecimento do plexo menardiforme.
Oscilações paleoclimáticas durante o último interglacial do Pleistoceno (MIS-5)
apresentaram extensão global, sendo registradas em diversas partes do planeta
(Emiliani, 1955; Emiliani; Shackleton, 1974; Kukla et al.,1997; Barbosa, 2002). Kukla
et al. (op cit.) identificaram penetrações de massas d´águas polares em testemunho
coletado no Atlântico Norte (54
0
16’ N e 16
0
47’ W), atribuindo o fato a flutuações
climáticas durante o Estágio Isotópico Marinho 5. Já no Atlântico Sul (Bacias de
Campos e Santos), intervalos curtos e sutis de redução do nível do mar,
provovalvelmente relacionadas a relativo resfriamento climático, foram identificados
por Barbosa (2002), nesse mesmo intervalo geocronológico.
Apesar de ser considerada um táxon de águas frias (p.ex., Bé, 1966), a
ocorrência de Globorotalia truncatulinoides s.l. durante esse intervalo interglacial
poderia ser explicada analisando-se diferenças morfológicas no enrolamento
(destrógero e sinistrógero) das carapaças das subespécies de G. truncatulinoides s.l.
De acordo com Renaud; Schmitd (2003), espécimens de G. truncatulinoides com
enrolamento destrógero preferem águas quentes oligotróficas, enquanto que G.
truncatulinoides com enrolamento sinistrógero habitam águas frias e são mais
tolerantes as variações térmicas. Estudando testemunhos em três regimes
hidrológicos distintos no Oceano Atlântico Sul (Frente Subpolar, Giro Subtropical e
Zona de Ressurgência Equatorial), aqueles autores observaram que durante
58
intervalos glaciais ocorre diminuição na freqüência de G. truncatulinoides
(enrolamento sinistrógero), enquanto que em intervalos quentes (interglacial/ pós-
glacial), ocorre o aumento de G. truncatulinoides (enrolamento destrógero). Estudos
posteriores a serem realizados na região deveriam considerar a inclusão do fator
“direção de enrolamento” em suas análises, tanto dessa quanto de outras espécies
de foraminíferos planctônicos.
Em relação a dados isotópicos, no presente trabalho não se têm registros
para esse intervalo estratigráfico.
O limite entre o último intervalo interglacial e o último glacial (limite das
Biozonas X e Y de Ericson; Wollin, 1968), localizado entre as amostras 920-921 e
910-911 cm, é identificado pelo desaparecimento do plexo menardiforme,
principalmente Globorotalia tumida flexuosa, e pelo primeiro desaparecimento
regional do plexo Pulleniatina (YP.1, vide sessão 2.1.4), ambos datados em 84 Ka
por Prell (1974, apud Vicalvi, 1999) e Prell; Damuth (1978), respectivamente. Abaixo
serão discutidos os resultados micropaleontológicos relacionados ao intervalo
reconhecido como Biozona Y, de Ericson; Wollin (1968); dados isotópicos só foram
obtidos para os cinco metros superiores do testemunho JPC95, conforme pode ser
visto na figura 8 e 10, e, por esse motivo, esses dados serão discutidos
separadamente.
O intervalo estratigráfico que se estende da amostras 910-911 até a amostra
20-21 cm foi reconhecido como correspondente ao último intervalo glacial do
Pleistoceno (cerca de 84 Ka – 11,5 Ka), correlacionável à Biozona Y, de Ericson;
Wollin (1968) e aos Estágios Isotópicos Marinho 2 a 4 (Marine Isotopic Stage 2 - 4,
MIS-2 a MIS-4), de Emiliani (1955). Ele foi caracterizado principalmente pela
ausência consistente do plexo menardiforme. O aumento nas porcentagens de G.
inflata, espécie de águas frias, em relação ao intervalo subjacente, auxilia na
caracterização da Biozona Y. A presença do plexo Pulleniatina entre as amostras
791-670 cm e 191-70 cm, caracteriza as subzonas Y2 e Y4, de Vicalvi (1999),
respectivamente, enquanto sua ausência evidencia as subzonas Y1, Y3 e Y5, de
Vicalvi (op cit.), conforme mostrado na figura 9. O limite superior das subzonas Y2 é
marcado pelo terceiro “biohorizonte Pulleniatina obliquiloculata” (YP.3), com idade
absoluta estimada em 42-45 Ka (Vicalvi, 1999; ver sessão 2.1.4), enquanto que o
limite superior da subzona Y4 é apontado pelo segundo “biohorizonte Pulleniatina
obliquiloculata” (YP.2), com idade absoluta estimada em 67,7-74,4Ka (Vicalvi, op
59
cit). Esse intervalo glacial também foi reconhecido por Rodrigues e Carvalho (1980)
e Vicalvi (1997) para a Bacia de Pelotas, Barbosa (2002) para testemunhos das
Bacias de Santos e Campos, Portilho-Ramos (2003) para a Bacia de Santos e
Sanjinés (2004) para a Bacia de Campos.
A associação microfossilifera encontrada na Biozona Y revela deposição
sedimentar sob condições de águas oceânicas frias, sugerindo não só o
enfraquecimento da Corrente do Brasil, mas também uma maior influência da Zona
de Convergência Subtropical/Subantártica (águas transicionais) e/ou das águas
subantárticas da Corrente das Malvinas. Flutuações paleoclimáticas durante o último
intervalo glacial provocaram pequenas variações na circulação superficial dessa
região do Atlântico Sul, possibilitando reconhecer dois sub-intervalos menos frios
dentro desse intervalo glacial, correlacionáveis às subzonas Y4 e Y2. Esses
subintervalos foram caracterizados pelos seguintes eventos: (1) presença
consistente do plexo Pulleniatina; (2) aumento de Globorotalia crassaformis s.l. em
Y5 superior e Y4; (3) aumento de Neogloboquadrina dutertrei dutertrei; (4) aumento
de G. inflata; (5) aumento na porcentagem de foraminíferos planctônicos; e (6)
aumento da abundância de foraminíferos totais na subzona Y2.
Conforme observado na figura 2, no setor do Atlântico Sul estudado por
Boltovskoy et al. (1996) existem pequenas faixas latitudinais, dentro da Zona de
Convergência Subtropical/Subantartica, em que G. inflata apresenta maior
abundância. Durante o último intervalo glacial, o fortalecimento da Corrente das
Malvinas e conseqüente migração da Zona de Convergência para o Norte, teria
posicionado uma dessas faixas de maior abundância de G. inflata sobre a área
estudada. Por outro lado, o leve enfraquecimento da Corrente das Malvinas
provocado pelo relativo aquecimento do clima durante o intervalo representado
pelas subzonas Y2 e Y4, teria deslocado essa faixa de forte ocorrência dessa
espécie para Sul, o que explicaria as maiores porcentagens de G. inflata durante o
intervalo de tempo representado por essas subzonas.
Em relação à presença consistente do plexo Pulleniatina nas subzonas Y2 e
Y4, Vicalvi (1999) já havia observado que subintervalos de presença do plexo
Pulleniatina caracterizam episódios paleoclimáticos em que as águas oceânicas da
região estiveram menos frias durante o último intervalo glacial, enquanto sua
ausência, caracteriza episódios mais frios. Portilho-Ramos (2003), com base em
Prell; Damuth (1978), observa que, além do aumento relativo da temperatura da
60
água, a presença do plexo Pulleniatina, na ausência do plexo menadiforme, pode
refletir também diminuição na salinidade. O subintervalo de ocorrência do plexo
Pulleniatina mais tardio dentro do intervalo glacial (subzona Y2), certamente foi
relativamente mais quente em relação ao mais antigo (subzona Y4). Essa
interpretação é suportada pelos seguintes resultados:
(1) a freqüência do plexo Pulleniatina foi muito maior e mais representativo na
subzona Y2 do que na subzona Y4 (tabela 1);
(2) a ocorrência de Globorotalia crassaformis s.l. aumenta na parte superior
da subzona Y5 e na subzona Y4 (esse aumento também foi registrado nos dados
apresentados por Vicalvi, 1999, e Sanjinés, 2004, para testemunhos da Bacia de
Campos, embora esses autores não destaquem o evento em seus trabalhos);
segundo Kennett; Huddlestun (1972), Globorotalia crassaformis s.l. atinge suas
maiores freqüências durante intervalos moderadamente frios, e é geralmente
ausente durante os períodos de frio mais rigorosos; no caso da área em estudo, as
águas superficiais da região estariam, durante o intervalo representado pela
subzona Y4, com temperaturas ótimas para o desenvolvimento de Globorotalia
crassaformis s.l., enquanto que nas subzonas Y3 e Y2, as águas da região estariam,
respectivamente, muito frias e muito quentes para o desenvolvimento desse táxon;
(3) o aumento tanto no número total de foraminíferos quanto nas
porcentagens de foraminíferos planctônicos na subzona Y2 em relação a subzona
Y4, embora as porcentagens de planctônicos também tenha sido altas na biozona
Y4, refletindo um intervalo relativamente quente dentro do glacial, elas foram mais
consistentes ao longo da subzona Y2.
Apesar de Neogloboquadrina dutertrei dutertrei ser considerada por muitos
autores como espécie de águas quentes, o presente estudo aponta que sua
freqüência parece estar relacionada a temperaturas moderadas, como as
encontradas nas subzona Y2 e Y4 do glacial (Y2: mais quente e Y4 moderadamente
quente dentro de glacial), na passagem do intervalo interglacial (MIS-5) muito quente
para glacial muito frio (limite entre as biozona X/Y) e na subzona X6,
moderadamente frio dentro do interglacial. O melhor entendimento da afinidade
climática/massa d’água de N. dutertrei dutertrei deverá ser abordada de estudos
posteriores, uma vez que outros fatores ambientais possam estar controlando a
freqüência desse táxon.
61
A figura 9 mostra uma clara diminuição tanto no total de carapaças de
foraminíferos por grama de sedimento quanto nas porcentagens de foraminíferos
planctônicos durante todo o intervalo glacial, com agravamento desse quadro na
Subzona Y3, o qual corresponde ao intervalo mais frio dentro do último glacial. Uma
das causas dessa redução no número de carapaças poderia ser o maior aporte de
sedimentos terrígenos durante o glacial (devido ao rebaixamento do nível do mar), o
que teria causado a diluição no número de carapaças. No entanto, esse fator
afetaria igualmente a concentração de foraminíferos bentônicos e planctônicos, o
que não é observado nesse intervalo (subzona Y3). A queda na porcentagem de
planctônicos mostra que essa população foi brutalmente afetada, enquanto o
número de bentônicos variou pouco (figura 9). Isso sugere que a causa principal
daquela redução estaria relacionada ao subambiente pelágico, provavelmente à
disponibilidade de CaCO
3
e à paleoprodutividade regional.
O intervalo estratigráfico representado pelas duas amostras de topo de
testemunho foi identificado como pós-glacial (Holoceno), correlacionável à Biozona
Z de Ericson; Wollin (1968) e ao Estágio Isotópico Marinho 1 (Marine Isotopic Stage
1, MIS-1) de Emiliani (1955). Essa biozona foi reconhecida pela presença dos plexos
menardiforme e Pulleniatina, além da diminuição nas porcentagens das espécies
indicadoras de águas frias (G. inflata e G. truncatulinoides s.l.).
Os resultados alcançados para o intervalo representado pelas amostras 10-11
e 3-4 cm revelam deposição sob condições de águas oceânicas quentes, sugerindo
o retorno das águas tropicais da Corrente do Brasil a essa região do Atlântico Sul.
Essa interpretação é claramente evidenciada pelos dados micropaleontológicos e
isotópicos (figura 10), além da presença dos plexos menardiforme e Pulleniatina, da
baixa porcentagem de Globorotalia inflata, pelo aumento do número total de
foraminíferos e pelas altas porcentagens de foraminíferos planctônicos, que
alcançaram os valores máximos de 99,9% do total. As variações nas porcentagens
de Orbulina Universa, Neogloboquadrina dutertrei dutertrei, Globorotalia
crassaformis s.l. e Globigerinoides conglobatus não apresentaram um significado
paleoclimático claro no testemunho estudado.
62
Figura 10: freqüência dos táxons de foraminíferos planctônicos, total de carapaças de foraminíferos por grama de sedimento,
porcentagem de foraminífero planctônico e sua correlação com a curva isotópica de oxigênio e os Estágios Isotópicos Marinhos (MIS1 e
2) de Emiliani (1955) para os cinco metros superiores do testemunho JPC-95.
Intervalo glacial menos frio
G`
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Plexo menardiform
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Intervalo pós-glacial ()quente
Intervalo glacial mais frio
*
Datação por
C
14
Holoceno
Pós-glacial
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G
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150
200
250
300
350
400
450
500
Idade
Absoluta (Ka)
21.8
16.5
G
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Paleoclima
Prof.
(cm)
0
Frequência (%)
P
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a
d
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(
c
m
)
63
A curva isotópica de oxigênio, gerada a partir de carapaças de foraminíferos
bentônicos (figuras 8 e 10) mostra pequena flutuação dos valores de δ
18
O para os
cinco metros superiores do testemunho JPC-95, exceto para o intervalo entre 16.5 e
8.5 cm, que registra uma queda brusca (de 4,324‰ para 2,399‰) e que mostra a
transição entre o último intervalo glacial e o pós-glacial (limite Pleistoceno/Holoceno.
Durante essa transição houve um aporte de água doce rica em
16
O no sistema
oceânico proveniente principalmente do derretimento do gelo acumulado durante o
Last Glacial Maximum (LGM), o que provocou a diluição da razão isotópica do
18
O
nos oceanos (Kennett, 1982; Bradley, 1985). A pequena variação na curva isotópica
ao longo do intervalo glacial reflete o fato de que nas camadas mais profundas dos
oceanos a variação de temperatura é menor, e, portanto, os dados isotópicos
extraídos das carapaças de foraminíferos bentônicos refletem ciclos mais longos de
variação do volume total de gelo acumulado nas altas latitudes (transição entre
períodos glaciais e interglaciais), conforme observam Kennett (op. cit.), Bradley (op.
cit.) e Costa et al. (2005).
Durante a parte superior da biozona Y (glacial), os altos valores de δ
18O
(
variando entre 3.248 a 4.042‰), evidenciam um intervalo de tempo durante o qual a
temperatura das águas oceânicas de fundo da região foram relativamente baixa,
caracterizando o Estágio Isotópico Marinho 2 (Marine isotopic Stages, MIS-2) de
Emiliani (1955), conforme mostrado na figura 10. Esse aumento na razão isotópica
de
18
O nos oceanos é provocada pelo maior acúmulo de
16
O nas calotas polares
durante esse intervalo paleoclimático (Kennett, 1982). Pode-se perceber um ligeiro
enriquecimento de
18
O no intervalo entre aproximadamente 490 e 270 cm em
relação ao intervalo 270 - 20 cm, indicando um leve aquecimento das águas de
fundo, em relação ao intervalo anterior. Em seguida ocorre um novo enriquecimento
de δ
18
O, chegando ao seu valor máximo próximo ao topo do testemunho (16,5 cm),
nível que é reconhecido, no presente trabalho, como indicativo do último máximo
glacial (LGM), ocorrido há ca. 18 Ka cal. O derretimento do gelo acumulado durante
o LGM, teria provocado a diluição da razão isotópica do
18
O nos oceanos (Kennett,
1982; Bradley, 1985), conforme discutido acima. Essa interpretação é coerente com
a datação absoluta obtida pelo método de carbono 14 (dados não publicados de D.
Oppo, WHOI/EUA), que indica uma idade de 21.8 Ka (não calibrada), para a mesma
amostra.
64
A comparação das curvas de freqüência de foraminíferos planctônicos com a
curva isotópica obtida a partir de foraminíferos bentônicos (figura 10) confirma a
interpretação apresentada anteriormente (nesse item) de que os subamabientes
bentônico e pelágico responderam diferentemente às pequenas flutuações
climáticas durante o último intervalo glacial (Biozona Y). Essa diferença nas
respostas ocorre porque a camada mais superficial do oceano é influenciada por
fatores atmosféricos de ciclo mais curto, como precipitação/evaporação, enquanto
os estratos mais profundo refletem ciclos mais longos de variação do volume total de
gelo acumulado nos continentes e calotas. Desse modo, no subambiente bentônico
a temperatura sofre variações menos intensas e mais longas do que a temperatura
da superfície do mar (sea surface temperature – SST).
De acordo com a tabela 2, quando se compara os valores de δ
18
O para o
LGM e para o Holoceno, encontrados no presente estudo, com os encontrados por
Curry; Oppo (2005) e Slowey; Curry (1995 apud Curry; Oppo, 2005), pode-se
concluir que a água de fundo da região estudada estava sob influência da North
Atlantic Deep Water (NADW), uma vez que os resultados foram extraídos do mesmo
gênero de foraminíferos bentônicos e apresentam valores muito semelhantes.
Segundo Curry; Oppo (op cit), em todas as profundidades estudadas tanto no
Atlântico Sul quanto no Atlântico Norte, os valores de δ
18
O para o Atlântico Sul foram
muito maiores em relação ao Atlântico Norte, exceto nos testemunhos centrados a
1500 metros de profundidade, onde os valores de δ
18
O em ambos oceanos foram
indistinguíveis.
65
Autores Poço Lat. Long. Lâm. d´água
δδ
18
O (Hol.) δδ
18
O (LGM)
Curry e Oppo
(2005)
RC16-119
27.7
0
S 46.47
0
W 1507m
2.43%o
4.2%o
Slowey e Curry
(1995)
OCE205/117
JPC
26
0
N 77.9
0
W 1535m
2.4%o 4.4%o
Portilho-Ramos
(presente
estudo)
JPC-95 27.52
0
S
46.55
0
W 1485m
2.4%o 4.3%o
Tabela 2: valores de
δ
18
O para o LGM
e para o Holoceno, extraídos de testemunhos
estudados por Slowey; Curry (1995, apud Curry e
Oppo, 2005) no Oceano Atlântico
Norte e por Curry ; Oppo (2005) e Portilho-Ramos (presente estudo) no Atlântico Sul.
66
7.1 BIOESTRATIGRAFIA E TAXA DE SEDIMENTAÇÃO
Para efeito de cálculo da duração (em termos de idade absoluta) e das
taxas de sedimentação dos intervalos paleoclimáticos encontrados, considerou-
se o limite entre esses intervalos como correspondendo à profundidade média
entre as amostras que estão, seguramente, acima e abaixo desse limite,
baseando-se em eventos geológicos e/ou bióticos cuja idade absoluta é
conhecida na bibliografia especializada, conforme descritos na sessão 2.1.4 e
resumido na tabela 2, abaixo. Por exemplo, o limite entre as zonas Y e Z,
reconhecidas entre as amostras de 20-21 cm e 10-11 cm, passa a ser tratado
como ocorrendo a 15 cm.
Prof. (cm) Bio-Eventos Idade Absoluta (Ka)
Limites entre
Intervalos
Estratigráficos
15
Limite
Pleistoceno/Holoceno
11,5 Y / Z
65 Biohorizonte YP. 3 42 – 45 Y2 / Y1
665 biohorizonte YP. 2 67,7 – 74,4 Y4 / Y3
915 biohorizonte YP. 1 84 X / Y
A análise das carapaças de foraminíferos planctônicos encontrados no
testemunho JPC-95 revela que a passagem do último intervalo glacial para o pós-
glacial (limite Pleistoceno/Holoceno) ocorreu no intervalo de tempo representado
entre as amostra de 20-21 e 10-11 cm. Esse resultado é coerente com a idade
absoluta obtida através do método de carbono 14 (dados não publicados de D.
Oppo, WHOI/EUA), que indica uma idade de 21.8 Ka (não calibrado) para a
amostra 16,5 cm de profundidade. Uma vez que, a amostra 10-11 cm é
seguramente holocênica (portanto, menor ou igual a 11,5 Ka) e a amostra 16,5
cm é datada em 21,8 Ka (pleistocênica), obtém-se uma taxa média de
sedimentação entre 1,13 e 1,3 cm/Ka para o Holoceno, caso se considere o limite
Pleistoceno/Holoceno a 13 ou a 15 cm. Conforme ressaltado anteriormente
iremos considerar o limite Pleistoceno/Holoceno a 15 cm. Cabe ressaltar, porém,
Tabela 3: Bio-eventos reconhecidos no testemunho JPC-95 e sua idade absoluta.
A idade
absoluta do limite Pleistoceno/Holoceno foi à proposta por ICS/IUGS (2004), enquanto que
as idades absolutas do 1
o
, 2
o
e 3
o
“biohorizontes Pulleniatina obliquiloculata
” (YP. 1, YP. 2
e YP. 3, respectivamente) foram adotadas de Vicalvi (1999).
67
a localização exata do limite Pleistoceno/Holoceno no testemunho JPC-95 só
será reconhecida através do refinamento do intervalo entre 11 cm e 16.5 cm.
A taxa de sedimentação do último intervalo glacial (correspondente à
biozona Y, de Ericson; Wollin, 1968) foi calculada considerando-se as datações
atribuídas ao primeiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (915 cm = 84 Ka;
início do intervalo) e ao limite Pleistoceno/Holoceno (15 cm = 11,5 Ka; final desse
intervalo). Desse modo, 900 cm de sedimentos teriam sido depositados em 72,5
Ka, ou seja, 12,41 cm/Ka para esse intervalo climático.
Durante o período glacial ocorreram mais dois níveis de desaparecimento
do plexo Pulleniatina, um na base da subzona Y1, com idade entre 42-45 Ka, e
outro na base da Y3, com idades estimada em 67,7 -74,4 Ka. A subzona Y1
possui 50 cm de espessura (15 a 65 cm), sendo que seu topo é marcado pelo
limite Pleistoce/Holoceno (15 cm = 11,5 Ka) e sua base marcada pelo último
desaparecimento do plexo Pulleniatina YP.3 (65 cm= 42-45 Ka). Assim
encontramos uma taxa média de sedimentação de 1,49-1,63 cm/Ka para a
subzona Y1. O intervalo composto Y2-Y3, entre o segundo e o terceiro
biohorizontes Pulleniatina obliquiloculata apresenta uma espessura de 600 cm e
duração estimada em 25,7-29,4 Ka, logo uma taxa média de sedimentação de
20,4-23,34 cm/Ka. Considerando uma taxa de sedimentação constante para esse
intervalo estimamos a duração da subzona Y2 em 5,6 - 6,4 Ka e da subzona Y3
em 20,1 -23 Ka. Já o intervalo composto Y4-Y5, limitado pelo primeiro e segundo
biohorizonte Pulleniatina obliquiloculata, possui uma espessura de 250 cm e uma
duração entre 16,3 e 9,6 Ka, logo uma taxa média de sedimentação de 15,33-
26,4 cm/Ka. Considerando uma taxa de sedimentação constante para esse
intervalo estimamos a duração da subzona Y4 em 4,7 -8,5 Ka e da subzona Y5
em 4,3 -7,8 Ka.
Não foi possível calcular a taxa de sedimentação para o último período
interglacial ocorrido no Pleistoceno, pois além das subzonas não apresentarem
limites com datações absolutas conhecidas, esse intervalo de tempo não
apresentou o registro completo no testemunho JPC-95.
68
A taxa de sedimentação calculada para os intervalos reconhecidos no
presente estudo estão resumidas na Tabela 4, abaixo.
Intervalos
Bioestratigráficos
Espessura (cm) Duração Estimada Taxa de
Sedimentação
Z 13 /15 11,5 Ka 1,13 / 1,3 cm/Ka
Y 900 72,5 Ka 12,4 cm/Ka
Y1 50 30,5 – 33,5 Ka 1,6-1,5 cm/Ka
Y2-Y3 600 25,7-29,4Ka 23,34 - 20,4 cm/Ka
Y4-Y5 250 16,3-9 Ka 15,33-26,4 cm/Ka
X xxxx xxxx xxxx
Tabela 4:
taxas médias de sedimentação, espessura e duração para intervalos
bioestratigráficos reconhecidos no testemunho JPC-95.
69
8. CONCLUSÕES
A partir da análise da fauna de foraminíferos planctônicos encontrados ao
longo do testemunho JPC-95 foi possível reconhecer o último intervalo interglacial
e o último glacial ocorridos durante o Pleistoceno, além do intervalo pós-glacial
(Holoceno), correlacionáveis, respectivamente às Biozonas X, Y e Z propostas por
Ericson; Wollin (1968). Na parte mais superior da Biozona Y e na Biozona Z
contou-se com resultados de δ
18
O, obtidos a partir de foraminíferos bentônicos. A
integração desses dados permitiu as seguintes conclusões:
1. O intervalo entre a base do testemunho e 920-921 cm foi depositado durante o
último intervalo interglacial do Pleistoceno, correlacionável à Biozona X, de
Ericson; Wollin (1968) e ao Estágio Isotópico Marinho 5, de Emiliani (1955). A
associação microfossilifera encontrada nesse intervalo revela deposição
sedimentar sob condições de águas oceânicas quentes, sugerindo a presença
das águas tropicais da Corrente do Brasil nessa região do Atlântico Sul.
1.1. Os subintervalos de ausência ou rara ocorrência dos plexos
menardiforme e Pulleniatina observados ao longo do último interglacial
do Pleistoceno (Biozona X / MIS-5) são correlacionados as subzonas
X2, X4 e X6, enquanto os subintervalos de presença desses táxons
correspondem às subzonas X1, X3 e X5.
1.2. A freqüência desses plexos ao longo desse intervalo paleoclimático
caracterizam variações no padrão de circulação superficial da região,
70
principalmente na Zona de Convergência Subtropical/Subantartica,
relacionados a um pequeno resfriamento do clima mundial.
2. O intervalo estratigráfico que se estende da amostras 910-911 até a amostra
20-21 cm foi reconhecido como o último intervalo glacial do Pleistoceno,
correlacionável à Biozona Y de Ericson; Wollin (1968). A associação
microfossilifera encontrada nesse intervalo revela deposição sedimentar sob
condições de águas oceânicas frias, sugerindo não só o enfraquecimento da
Corrente do Brasil, mas também uma maior influência da Zona de Convergência
Subtropical/Subantartica (águas transicionais) e/ou das águas subantárticas da
Corrente das Malvinas nessa região do Atlântico Sul.
2.1 A presença do plexo Pulleniatina nos subintervalos 791-670 cm e 191-70
cm, caracteriza as subzonas Y2 e Y4 de Vicalvi (1999), enquanto sua
ausência nos subintervalos 911-800 cm, 661-200 cm e 61-20 cm, evidencia
as subzonas Y1, Y3 e Y5 de Vicalvi (op cit.).
2.2 As subzonas Y2 e Y4 de Vicalvi (1999) correspondem a intervalos de
tempo em que as águas oceânicas da região estiveram menos frias (ou
relativamente quente) durante o último intervalo glacial, enquanto que as
subzonas Y1, Y3 e Y5, sugerem intervalos de tempo mais frios. Os
resultados apresentados sugerem que durante o intervalo de tempo
correspondente a subzona Y2 as águas superficiais da região estiveram
relativamente mais quentes em relação ao intervalo de tempo
correspondente a subzona Y4.
3. O retorno do plexo menardiforme nas amostras 10-11 cm e 3-4 cm (topo do
testemunho) indica o intervalo pós-glacial (Holoceno), correlacionável à Biozona
Z de Ericson; Wollin (1968) e ao Estágio Isotópico Marinho 1 (MIS-1) de Emiliani
(1955). A associação microfossilifera encontrada na Biozona Z revela deposição
sedimentar sob condições de águas oceânicas quentes, sugerindo o retorno das
águas tropicais da Corrente do Brasil a essa região do Atlântico Sul.
71
4. O pico de valores de δ
18
O próximo ao topo do testemunho (16,5 cm) é
apontado como o último máximo glacial (last glacial maximum - LGM), ocorrido há
ca. 18 Ka, resultado confirmado pela datação absoluta (método de
14
C ) calculada
em 21,8 Ka (não calibrada) para a amostra 16,5 cm.
5. A comparação dos resultados das associações de foraminíferos planctônicos
com análises isotópicas de δ
18
O em carapaças de foraminíferos bentônicos para
os cinco metros superiores do testemunho sugerem que, na região estudada, o
ambiente pelágico respondeu diretamente às pequenas flutuações
paleoclimáticas ocorridas durante a porção final do último intervalo glacial
(subzonas Y3 superior, Y2 e Y1), enquanto no subambiente bentônico a
temperatura sofreu variações menos intensas e mais longas. Essa diferença nas
respostas ocorre porque a camada mais superficial do oceano é influenciada por
fatores atmosféricos de ciclo mais curto, como precipitação/evaporação,
enquanto os estratos mais profundo refletem ciclos mais longos de variação do
volume total de gelo acumulado nos continentes e calotas.
6. Os resultados apresentados no presente trabalho, demostram claramente a
necessidade do aprofundamento e ampliação desse tipo de estudo para uma
área geográfica maior, abrangendo maior faixa latitudinal, através da análise de
outros testemunhos, focando eventos paleoclimáticos e paleoceanográficos
ocorridos durante os ultimos 100 mil anos.
72
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ANEXOS
Legenda:
%men>250: porcentagem do plexo menardiforme na fração maior que 0,250 mm;
%men total: porcentagem do plexo menardiforme na amostra total;
%Pull: porcentagem do plexo Pulleniatina;
%trunc: porcentagem de Globorotalia truncatulinoides s.l. ;
%inf: porcentagem de Globorotalia inflata;
%crass: porcentagem de Globorotalia crassaformis s.l.;
%cong: porcentagem de Globigerinoides conglobatus;
%dut: porcentagem de Neogloboquadrina dutertrei dutertrei;
%uni: porcentagem de Orbulina universa;
%F.pk: porcentagem de foraminíferos planctônicos;
c/g: número total de foraminíferos (Planctônicos e bentônicos) por grama.
Tabela 1: Frequência e abundância de foraminíferos nas amostras
estudadas no testemunho JPC-95.
Prof. (cm) %men total %men>250 %Pull: %trunc %inf %crass %cong %dut %uni %F.pk c/g
03-04 7.3 1.9 0.2 3 1.2 0.2 0.8 0.3 1 98.1 3643
10-11 7.1 2.1 0.3 2.5 0.5 0 0.3 0 1.9 99.9 2679
20-21 0 0 0 1.1 6.3 0 0.2 2.7 0 87.2 4807
30-31 0 0 0 1.7 7 0 0.1 4.4 0.2 89.1 3149
40-41 0 0 0 1.4 7.9 0 0.2 2.7 0.2 88.1 1344
50-51 0 0 0 4.2 3.9 0.6 0.6 2.1 0 90.8 736
60-61 0 0 0 2.6 5.9 0 0.7 3.7 0 90.4 1507
70-71 0 0 0.2 4 10.8 0 0.2 2.2 0.2 90 2227
80-81 0 0 0.6 4.5 13.2 0 0.4 0.2 0.2 89.9 2839
90-91 0 0.2 1.1 1.8 8.5 0 0.5 2.1 0.4 82.5 687
100-101 0 0 0.3 1.8 7.2 0 0 1.7 0 90.2 1455
110-111 0 0 0.6 2.2 7.9 0 0 2.4 0.4 84.6 1196
120-121 0 0 2.2 3.6 15.2 0 0.3 4.7 0.3 89.6 808
130-131 0 0 2.1 1.4 11.9 0 0 3.8 0 84.9 345
140-141 0 0 0.4 2.4 13.4 0 0 2 0 86.5 2109
150-151 0 0 0.2 2.2 4.1 0 0 1.3 0 88.1 2102
160-161 0 0 0.2 2.9 3.3 0.2 0.4 1.3 0 81.9 1272
170-171 0 0 1.1 3.1 8.5 0 0.2 3.1 0.2 81.8 1095
180-181 0 0 0.8 5.7 5.4 0 0.2 0.6 0.6 85.6 1472
190-191 0 0 0.5 3.5 6.4 0 0 1.7 0 77.2 1653
200-201 0 0 0 2.6 4.4 0 0 2.6 0 53.3 430
210-211 0 0 0 0 7.6 0 1.2 0.6 0 38.9 437
220-221 0 0 0 0.4 2.3 0 1.1 1.9 0 43.3 617
230-231 0 0 0 1.4 4.6 0.3 0.3 0.8 0 60.4 611
240-241 0 0 0.8 0.4 0.4 0 0 1.9 0.8 61.2 433
250-251 0 0 0 1 2 0 0.3 1 0 54.2 548
260-261 0 0 0 0 0.9 0 1.8 0 0 43 258
270-271 0 0 0 0 0 0 0 3.1 0 29.9 107
280-281 0 0 0 0 0 0 0 0 0 25.9 108
290-291 0 0 0 8.2 0 0 1.6 1.6 0 45.5 134
300-301 0 0 0 0 10.9 0 0 0 0 57.5 80
310-311 0 0 0 5.6 0.7 0 0 1.4 0 45.4 317
320-321 0 0 0 3.2 0 0 1.6 0 0 32.1 190
330-331 0 0 2.1 2.1 0 0 0 0 0 48 100
340-341 0 0 0 0 2.6 0 0 0 0 33.6 113
350-351 0 0 0 4.4 4.4 0 0 0 0 42.6 54
360-361 0 0 0 0 0 0 0 0 0 14.3 14
370-371 0 0 0 0 2 0 0 0 0 52.6 95
380-381 0 0 0 0 0 0 0 0 4.5 40 55
390-391 0 0 0 2.7 13.5 0 2.7 0 0 52.1 71
Prof. (cm) %men total %men>250 %Pull: %trunc %inf %crass %cong %dut %uni %F.pk c/g
400-401 0 0 0 6 3 0 0 0 3 55 60
410-411 0 0 0 5.5 2.7 0 0 0 0 70.8 103
420-421 0 0 0 3.9 11.5 7.7 0 0 0 45.6 57
430-431 0 0 0 0 10 0 0 0 0 37 27
440-441 0 0 0 0 0 0 0 0 0 28.2 39
450-451 0 0 0 0 4.7 0 0 0 0 58.9 73
460-461 0 0 0 0 7 0 0 0 0 60.6 71
470-471 0 0 0 3.2 6.5 0 0 0 0 57.4 54
480-481 0 0 0 6.3 12.5 0 0 0 0 42.1 38
490-491 0 0 0 0 22.8 8.6 0 0 0 44.3 79
500-501 0 0 0 2.5 10 1.3 1.3 1.3 0 48.8 164
510-511 0 0 5.5 0 5.5 0 0 0 0 52.9 34
520-521 0 0 0 0 8.3 0 0 0 0 17.9 67
530-531 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
540-541 0 0 0 0 11.1 3.7 0 0 7.4 36 75
550-551 0 0 0 0 0 0 0 0 0 4 25
560-561 0 0 0 0.7 11 5.1 0.7 0.7 0 43.5 315
570-571 0 0 3.2 3.2 3.2 3.2 0 6.4 0 32 97
580-581 0 0 0 1.5 7.3 3 3 1.5 0 67 103
590-591 0 0 0 0 10 5 0 0 0 57.1 35
600-601 0 0 0 0 0 0 0 20 0 29.4 17
610-611 0 0 0 0 0 0 0 0 0 28.6 35
620-621 0 0 0 0 16.7 0 0 0 0 35.3 17
630-631 0 0 0 0 2.6 0 0 2.6 0 68.1 113
640-641 0 0 0 1.8 10.9 1.8 0 0 0 59.8 92
650-651 0 0 0 0 10 0 0 0 0 65.2 46
660-661 0 0 0 0 0 0 0 0 0 67.6 37
670-671 0 0 1 1 13.3 4.1 1 0 1 82.4 119
680-681 0 0 0.5 1.5 5.2 5.2 0 0 0.5 64.8 295
690-691 0 0 0 0 4.4 4.4 0 0 0 33.8 68
700-701 0 0 0 0 7.4 1.7 3.3 1.7 0.8 71.6 169
710-711 0 0 0 0 20 15.6 0 2.2 0 65.2 69
720-721 0 0 2.2 0.7 13 6.7 0 0.7 0 88.5 304
730-731 0 0 1.7 2.5 10.5 5.5 0 0.8 0.4 85.6 278
740-741 0 0 0 0 5.7 20 2.8 0 0 54.7 64
750-751 0 0 1.3 0 6.6 2.6 0 1.3 0 75.2 101
760-761 0 0 1 1 13 6.3 0.5 1 0 88.5 452
770-771 0 0 2 1 5.1 6.1 0 2 0 77.4 128
780-781 0 0 0.4 1.8 3.1 5.7 0 0 0 89.1 257
790-791 0 0 1.2 3.5 6.6 13.1 0.5 0.5 0 94.5 451
Prof. (cm) %men total %men>250 %Pull: %trunc %inf %crass %cong %dut %uni %F.pk c/g
800-801 0 0 0 1.1 2.7 7.9 1.1 0.5 0 86.3 219
810-811 0 0 0 3.1 0 6.3 0 0 0 72.7 44
820-821 0 0 0 1.5 1.5 4 0.8 0 0 93.2 815
830-831 0 0 0 0 0 1.1 0 0 0 62.2 143
840-841 0 0 0 0.3 1.4 0.3 0.3 0 0 76.1 384
850-851 0 0 0 2.4 5.1 0 1.1 0.8 0.5 77.9 476
860-861 0 0 0.6 1.1 4.7 9.4 0 0.6 0 85.1 427
870-871 0 0 0 0.9 0 0.9 0 0 0 82.5 137
880-881 0 0 0 0 3.2 0 0 0 0 42.5 73
890-891 0 0 0 4.3 1.6 1.6 0.4 0 0 78.7 328
900-901 0 0 2 0 2 0 2 0 2 50 98
910-911 0 0 0 9.7 3.2 0 0 0 0 33.6 92
920-921 14.3 3.8 0 3.8 3.8 0 0 23.1 0 25.2 103
930-931 12.5 6.3 3.6 1.8 2.7 0.9 3.6 0 0.9 54.4 204
940-941 19.4 5.7 0.6 1.4 5.1 0.3 1.4 0.6 0.3 73.9 479
950-951 28.6 6.5 0 0.8 8.1 0.8 1.6 1.6 0 55.6 223
960-961 30.9 12.1 0 1.4 8.7 0.5 3.1 1.7 0.5 78.8 523
970-971 25 6.6 0.3 1.5 4.2 0.3 0.9 0.3 0.3 82.9 403
980-981 20.8 5.3 0 1.3 6.6 0 1.7 0 0 70.2 430
990-991 3.7 0.9 0 4.5 2.7 0.9 0 0 0 63.4 175
1000-1001 19.3 6.6 0 0.6 6.6 0.3 1 0.3 0 77.5 409
1010-1011 23.1 8.7 1 1 5.1 0 1 0 0 73.4 267
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1030-1031 20.9 7.8 0 0.7 4.8 0 0.7 0 0.3 65.8 894
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1100-1101 40.6 9.7 0 0.2 0.9 0.2 0.4 0.2 0.4 88.2 619
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1190-1191 58.8 17.1 0 1.3 2.1 0.3 0.3 0 0 91.5 410
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1630-1631 0 0 0 1.8 5.4 0 0 1.8 0 36.1 155
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