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1
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
________________________________________________________________
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
A DINÂMICA DAS FLORESTAS ALAGADAS DURANTE
O HOLOCENO NO LITORAL DE CALÇOENE, AMAPÁ
________________________________________________________________
Dissertação apresentada por:
JOSÉ TASSO FELIX GUIMARÃES
BELÉM
2008
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4
Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação(CIP)
Biblioteca Geól. Rdº Montenegro G. de Montalvão
Guimarães, José Tasso Felix
G963d A dinâmica das florestas alagadas durante o Holoceno no litoral
de Calçoene, Amapá / José Tasso Felix Guimarães - 2008
84
f. : il.
Dissertação (Mestrado em Geologia) - Programa de Pós-
Graduação em Geologia e Geoquímica, Instituto de Geociências,
Universidade Federal do Pará, Belém, 2008.
Orientador; Marcelo Cancela Lisboa Cohen.
1. Dinâmica de manguezais. 2. Palinologia. 3. Reflectância
Espectrofotométrica. 4. Holoceno. 5 Oscilações no nível do mar. 6.
Rio Amazonas. I. Universidade Federal do Pará. II. Cohen, Marcelo
Cancela Lisboa, Orient. III. Título.
CDD 20. ed.: 583.4209811
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5
Ao pai supremo, OXALÁ,
aos meus pais Hélio e Lourdes,
e meu irmão Marcelo Guimarães
d
6
AGRADECIMENTOS
O autor expressa aqui seus sinceros agradecimentos às seguintes pessoas e entidades:
Á Oxalá por ser minha harmonia, durante toda a minha vida sempre do meu lado.
Ao meu orientador Prof. Dr. Marcelo Cancela Lisboa Cohen pelos ensinamentos sobre
posturas acadêmicas, pelo voto de confiança, amizade, empenho, esforço, sugestões, incentivo,
críticas e interesse no bom andamento do trabalho, expresso minha admiração em especial. Ao
Oceanógrafo Marlon Carlos França pela amizade, dedicação e auxílio nas análises químicas.
Aos membros do Centro de Ecologia Marinha Tropical - Alemanha e Laboratório de Dinâmica
Costeira - UFPa no Brasil pelo suporte. A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível
Superior pela concessão da bolsa de estudos. Este estudo foi financiado pelo Conselho Nacional de
Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) sob o código 470604/2006-9, pelo Ministério
da Educação e Pesquisa da Alemanha (BMBF) sob o código 03F0154A.
7
Pois é dando que recebemos, perdoando, que somos perdoados, amando, que somos amados e
morrendo, nascemos para a vida eterna (São Francisco de Assis)
d
8
RESUMO
A integração das análises palinológicas e espectrofotométricas de testemunhos de
sedimentos, auxiliada por datações por radiocarbono - EAM permitiu propor um modelo de
desenvolvimento e dinâmica da vegetação influenciada pelas mudanças climáticas e variação do
nível relativo do mar durante o Holoceno médio e superior na Planície Costeira de Calçoene,
Amapá. Neste contexto, foram identificadas mudanças na vegetação desta região durante os
últimos 2100 anos. Este estudo sugere a existência de três períodos com maior influência marinha
entre 2000-800 anos AP, 500-300 anos AP e 80 anos AP até o presente. Assim como, dois
períodos com maior influência fluvial durante os intervalos de 800-500 anos AP e 300-80 anos AP.
A análise dos atuais padrões de distribuição espacial das unidades geobotânicas e a
paleovegetação, indica que os manguezais (311 Km
2
) e as florestas de várzea (684 Km
2
) estão
migrando sobre os campos inundáveis (1.021 Km
2
) situados nas áreas topograficamente mais
elevadas da planície costeira de Calçoene, que pode estar relacionado a um aumento no nível
relativo do mar no setor estudado.
Palavras-chave: Dinâmica de Manguezais. Palinologia. Reflectância Espectrofotométrica.
Holoceno. Oscilações no Nível do Mar. Rio Amazonas.
d
9
ABSTRACT
The integration of palynological and spectrophometric data with radiocarbon dating of
sediment cores has allowed to propose developing model and vegetation dynamic according to
climatic and relative sea-level changes during the Late Holocene in the Calçoene Coastal Plain-
Amapá. Thus, this work suggests three periods characterized by marine influence between 2000-
800, 500-300, e 80 years BP - modern, as well as, two fluvial periods between 800-500 years BP
and 300-80 years BP. The analysis of current patterns of geobotanical units distribution and
palaeovegetation indicate a mangrove (311 Km
2
) and várzea forest (684 Km
2
) migration on
inundated field (1.021 Km
2
) positioned in elevated topographically areas of this coastal plain,
which may be related to a local relative sea-level rise.
Key words: Mangrove dynamics. Palynology. Spectrophotometry Reflectance. Holocene. Sea-
Level Changes. Amazon River.
10
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 01 Coleta de testemunhos sedimentares utilizando o amostrador russo................... 26
Figura 02
Utilização dos reagentes, cloreto férrico (FeCL
3
) e hexacianoferrato de
potássio (K
3
Fe(CN)
6
) em testemunho sedimentar................................................ 31
Figura 03
Reação 1, molécula de tanino e cloreto férrico disponibilizando ferro ao meio.
Reação 2, ferro disponível no meio com hexacianoferrato de potássio
resultando em hexacianoferrato de ferro...............................................................
32
Figura 04
Obtenção de valores de reflectância espectrofotométrica através da utilização
de um espectrofotômetro portátil após o uso de reagentes em testemunho
sedimentar............................................................................................................. 33
Figura 05 Elementos funcionais do Spectrolino (adaptado de GretagMacbeth, 1999)......... 34
Figura 06
Histogramas das cenas Landsat antes (1) e após (2) a correção atmosférica. (f =
freqüência de cada nível de cinza da imagem)......................................................
37
Figura 07
Histograma da imagem Landsat após realce linear.(f = freqüência de cada nível
de cinza da imagem)..............................................................................................
38
Figura 08
Bosques de Avicennia germinans (L.) Stearn em torno de um canal de maré na
Praia do Goiabal....................................................................................................
40
Figura 09 Bosques de Avicennia germinans (L.) Stearn ao longo da “Praia do Goiabal”.... 41
Figura 10 Rhizophora mangle L. em contato com campo inundável...................................
41
Figura 11
Vegetação de várzea nas margens do rio Calçoene. Ao fundo nota-se uma
transição várzea/campo, e associação várzea/terra firme......................................
43
Figura 12
Campo inundável com uma pequena depressão ao fundo colonizada por
macrófitas aquáticas. Este terreno é utilizado para bubalinocultura..................... 44
Figura 13
Floresta de terra firme em associação com vegetação típica de várzea e campo
inundável...............................................................................................................
45
Figura 14 Planície arenosa no litoral de Goiabal, Calçoene.................................................. 46
Figura 15 Testemunho Goiabal Várzea e descrição textural, estrutural................................
47
Figura 16 Testemunho Goiabal Avicennia e descrição textural, estrutural...........................
48
11
Figura 17
Testemunho Goiabal Praia e descrição textural, estrutural...................................
49
Quadro 01 Descrição dos testemunhos Goiabal Várzea, Goiabal Avicennia e Goiabal Praia 50
Figura 18 Perfil polínico do testemunho Goiabal Várzea..................................................... 54
Figura 19 Perfil polínico do testemunho Goiabal Avicennia................................................ 55
Figura 20 Perfil polínico do testemunho Goiabal Praia.........................................................
56
Figura 21 Gráfico 3D da reflectância espectral ao longo do testemunho Goiabal Várzea....
58
Figura 22
Descrição textural integrada ao diagrama de polens e reflectância a 730 nm do
testemunho Goiabal Várzea.................................................................................. 58
Figura 23
Gráfico 3D da reflectância espectral ao longo do testemunho Goiabal
Avicennia.............................................................................................................. 59
Figura 24
Descrição textural integrada ao diagrama de polens e reflectância a 730 nm do
testemunho Goiabal Avicennia............................................................................. 60
Figura 25
Desenvolvimento holocênico dos ambientes geobotânicos da planície costeira
de Calçoene...........................................................................................................
65
Figura 26
Depósitos lamosos antigos e recentes de manguezal sob processos erosivos na
planície arenosa de Goiabal................................................................................... 66
12
LISTA DE TABELAS
Tabela 01 Posicionamento geográfico dos pontos de coleta dos testemunhos de sedimentos
26
Tabela 02
Características dos dados do sensor remoto óptico TM Landsat............................ 35
Tabela 03
Idades de Radiocarbono (EAM) e a posição topográfica das amostras.................. 51
Tabela 04
Variação da reflectância (%) ao longo do testemunho Goiabal Várzea................. 57
Tabela 05
Variação da reflectância (%) ao longo do testemunho Goiabal Avicennia............ 59
13
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO........................................................................................................
16
2 DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO.................................................................
18
2.1 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO..............................................................
18
2.2 ASPECTOS NATURAIS...........................................................................................
18
2.2.1 Clima.........................................................................................................................
18
2.2.2 Hidrografia...............................................................................................................
18
2.2.3 Parâmetros Oceanográficos da Plataforma do Amazonas...................................
19
2.2.4 Geologia Estrutural..................................................................................................
21
2.2.5 Geologia.....................................................................................................................
21
2.2.6 Geomorfologia..........................................................................................................
22
2.2.7 Vegetação..................................................................................................................
23
3 MATERIAIS E MÉTODOS....................................................................................
26
3.1 AMOSTRAGEM.......................................................................................................
26
3.2 DESCRIÇÃO E ARMAZENAMENTO....................................................................
27
3.3 PROCESSAMENTO DAS AMOSTRAS..................................................................
27
3.3.1 Tratamento com Ácido Clorídrico (HCL) ............................................................
28
3.3.2 Tratamento com Ácido Fluorídrico (HF) concentrado........................................
28
3.3.3 Tratamento com Ácido Acético Glacial (C
2
H
4
O
2
) ................................................
29
3.3.4 Tratamento com Acetólise.......................................................................................
29
3.3.5 Montagem de lâminas para a microscopia............................................................
29
14
3.4 ANÁLISE MICROSCÓPICA E CONFECÇÃO DE GRÁFICOS POLÍNICOS......
30
3.5 DATAÇÃO POR RADIOCARBONO......................................................................
30
3.6
DETERMINAÇÃO DA PRESENÇA DE TANINO NOS TESTEMUNHOS DE
SEDIMENTOS.......................................................................................................... 30
3.7 ESPECTROFOTOMETRIA......................................................................................
32
3.8 PROCESSAMENTO DIGITAL DE IMAGENS.......................................................
35
3.8.1 Pré-Processamento...................................................................................................
36
3.8.1.1 Correção Geométrica..................................................................................................
36
3.8.1.2 Correção Radiométrica...............................................................................................
37
3.8.2 Processamento..........................................................................................................
38
3.8.2.1 Realce Linear..............................................................................................................
38
3.8.2.2 Sistema de Informação Geográfica (SIG) .................................................................
39
4 RESULTADOS.........................................................................................................
40
4.1 COBERTURA VEGETAL E FEIÇÕES MORFOLÓGICAS MODERNAS...........
40
4.1.1 Manguezais...............................................................................................................
40
4.1.2 Várzea........................................................................................................................
42
4.1.3 Campos inundáveis..................................................................................................
43
4.1.4 Floresta de terra firme.............................................................................................
44
4.1.5 Planícies de maré lamosas.......................................................................................
45
4.1.6 Planícies de maré arenosas......................................................................................
45
4.1.7 Planícies de cheniers.................................................................................................
46
15
4.2 DESCRIÇÃO TEXTURAL E ESTRUTURAL DOS TESTEMUNHOS................. 47
4.3 IDADES DE RADIOCARBONO E RAZÕES DE SEDIMENTAÇÃO................... 51
4.4 DESCRIÇÕES DOS PERFIS POLÍNICOS.............................................................. 51
4.4.1 Goiabal Várzea.........................................................................................................
51
4.4.2 Goiabal Avicennia....................................................................................................
52
4.4.3 Goiabal Praia............................................................................................................
53
4.5 ESPECTROFOTOMETRIA......................................................................................
57
4.5.1 Espectrofotometria do testemunho GV..................................................................
57
4.5.2 Espectrofotometria do testemunho GA..................................................................
58
5 DISCUSSÕES...........................................................................................................
61
5.1 TANINO COMO INDICADOR DE PALEOMANGUEZAIS EM
TESTEMUNHOS DE SEDIMENTO........................................................................
61
5.1.1
O Comportamento Geoquímico do Ferro
.............................................................. 61
5.1.2
A Reflectância e os dados de pólen
......................................................................... 62
5.2 DESENVOLVIMENTO E DINÂMICA DOS AMBIENTES GEOBOTÂNICOS
COSTEIROS DE CALÇOENE................................................................................. 63
5.3 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO HOLOCENO E O NÍVEL RELATIVO DO
MAR...........................................................................................................................
67
6 CONCLUSÕES........................................................................................................
69
REFERÊNCIAS.......................................................................................................
70
ANEXOS:
ANEXO A: COBERTURA VEGETAL DA PLANÍCIE COSTEIRA DE
CALÇOENE
16
1 INTRODUÇÃO
O ecossistema de manguezal atua como agente de proteção e estabilização das formações
costeiras contra erosão (CHAPMAN, 1976; MACEDO; ROCHA, 1985). Estas características são
evidenciadas na costa norte do Brasil, na qual sua morfologia está relacionada com a sedimentação
pelítica atuante, determinada pela hidrodinâmica costeira com a presença de amplos terrenos
baixos adjacentes aos terraços marinhos (MENDES, 1994), apresentando uma das maiores áreas de
manguezal do mundo, conforme Herz (1991) abrangem cerca de 6.743 km
2
, 8.900 Km
2
segundo
Kjerfve e Lacerda (1993), e 7.591 Km
2
para Souza Filho (2005).
Esse ambinete é muito dinâmico podendo rapidamente expandir ou encolher em resposta a
topografia da região ou às mudanças climáticas (BLASCO et al., 1996; BEHLING et al., 2001;
ENGELHART et al., 2007), sendo então sensível a variações no regime de inundação (GORNITZ,
1991; BOORMAN, 1999; RAMCHARAN, 2004; ANTHONY, 2004; ELLISON, 2005).
O manguezal é considerado como a última etapa no processo de preenchimento e
nivelamento de depressões costeiras (CHAPMAN, op. cit.; FREY; BASAN, 1985), e depende do
equilíbrio entre o nível do mar e acumulação de sedimentos, além de sua extensão ser fortemente
controlada pela freqüência de inundação e salinidade da maré (COHEN; LARA, 2003; LARA;
COHEN, 2006). Então, um aumento na freqüência de inundação da maré culmina em recuo do
mangue próximo a linha de costa e migração para a terra firme (HANSON; MAUL, 1989),
resultando em mudanças na distribuição espacial da vegetação residente nos setores mais elevados
da planície de inundação, uma vez que os manguezais ocupariam setores topograficamente mais
elevados (COHEN; LARA, op. cit.).
As configurações geomórficas dos sistemas de manguezais envolvem um leque de fatores
que se inter-relacionam tais como, tipo de substrato, processos costeiros, suprimento de água e
sedimento, que influenciam na ocorrência e sobrevivência de manguezais (SEMENIUK, 1994).
Assim, esse ecossistema pode oferecer condições para análise do paleoambiente uma vez que os
sedimentos depositados na zona de intermaré podem ser úteis na indicação de níveis de mar
antigos (SCHOLL, 1964; WOODROFFE, 1981; VAN DE PLASSCHE, 1986; BEHLING;
COSTA, 2001; COHEN et al., 2005a). Estes sedimentos geralmente depositam-se nas regiões de
intermarés e podem estar diretamente relacionados com a posição do mar no momento em que
estes foram depositados, contendo também uma grande concentração de carbono orgânico
apropriado para datação por radiocarbono (WOODROFFE, 1981).
17
Portanto, técnicas de identificação e contagem de grãos de pólens juntamente com dados
espectrais permitiram identificar mudanças na paleovegetação do litoral amapaense durante o
Holoceno médio e superior.
18
2 DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
2.1 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo pertence ao setor continental marinho do estado do Amapá, e está situada no
litoral de Calçoene (Anexo A). O município de Calçoene possui aproximadamente 14.269 Km
2
de
área e sua sede está distante cerca de 270 Km da capital, Macapá.
2.2 ASPECTOS NATURAIS
2.2.1 Clima
O clima desta região é tropical chuvoso com temperaturas máximas de 34ºC e mínimas de
21ºC. As chuvas ocorrem com maior freqüência nos meses de janeiro a julho, chegando a atingir
3.000 mm. (MORAIS; MORAIS, 2000).
Estudos desenvolvidos por Daniel Pereira Guimarães do Centro de Agrometeorologia da
Embrapa Milho e Sorgo (Sete Lagoas-MG) através da análise dos índices históricos pluviométricos
em mais de 400 estações meteorológicas localizadas na região Amazônica, indicaram o município
de Calçoene como o local mais chuvoso do Brasil com uma precipitação média anual de 4.165 mm
(EMBRAPA, 2006).
Bezerra et al. (1990) assumiram que toda a costa do Amapá possui clima do tipo
Megatérmico isto é, as temperaturas são elevadas ao longo do ano todo apresentando variações
máximas de 30ºC e 33ºC, entre os meses de setembro e outubro, e mínimas de 21ºC e 25ºC de
janeiro a julho.
Segundo o sistema matemático de classificação climática elaborado por Wladimir Köppen
(1936), o clima da região está enquadrado no tipo Af - Am, ou seja, clima litoral dos ventos alísios
com chuvas (forte variação estacional) e temperaturas uniformes e altas.
2.2.2 Hidrografia
O contraste entre a densidade da rede de drenagem do estado do Amapá é evidenciado pela
alta densidade apresentada no domínio sul do estado até o limite da planície costeira quando a rede
de drenagem diminui substancialmente com sinuosidade que varia de mista à retilínea (SILVEIRA,
1998).
19
A fisiografia do município de Calçoene destaca-se pela contribuição parcial das bacias
hidrográficas dos rios Calçoene, Novo, Lamute, Cunani, Araguari, Cassiporé, Marrecal e Grande
Crique.
2.2.3 Parâmetros Oceanográficos da Plataforma do Amazonas
Segundo Faria Jr. et al. (1990), Allison et al. (1990), Nittrouer et al. (1991) e Mendes et al.
(1992), a atual configuração da planície costeira do Amapá é controlada pela dispersão de águas e
sedimentos do Rio Amazonas somado a altas amplitudes de maré (5,2 m) (SCHAEFFER-
NOVELLI; CINTRON-MOLERO, 1988) e fortes correntes (3,88 nós) que geram grandes
processos de sedimentação e erosão.
Nesse contexto, o rio Amazonas, que possui uma vazão aproximada de 6x10
12
m
3
/ano
(OLTMAN, 1968) e uma descarga de sedimentos de 1,2x10
9
ton/ano (MEADE et al., 1979; 1985),
apresenta um desvio em sua pluma para noroeste pela Corrente Costeira Norte Brasileira (CCNB)
que flui com velocidades entre 40 a 80 cm/s sobre a plataforma (CANDELA et al., 1992; LENTZ,
1995).
A estrutura desta pluma é fortemente controlada por uma grande variedade de processos
físicos presentes na Plataforma Continental: Corrente Costeira Norte Brasileira - CCNB
(RICHARDSON; MCKEE, 1984; FLAGG et al., 1986; CANDELA et al., op. cit.; LENTZ, op.
cit.), ventos alíseos (HELLERMAN, 1980; LENTZ; LIMEBURNER, 1995) e fortes correntes
associadas com as marés semidiurnas (GIBBS, 1982; CURTIN, 1986; NITTROUER;
DEMASTER, 1986; BEARDSLEY et al., 1995).
Os alíseos possuem uma variação sazonal associada à migração da Zona de Convergência
Inter-Tropical (ZCIT) da atmosfera. Quando a ZCIT está localizada próxima ao equador (entre
março e abril) a plataforma está submetida à ação dos ventos alísios de nordeste. Quando a ZCIT
migra para o norte (~5° N), durante agosto e setembro, a região está sob a influência predominante
dos alísios de sudeste (FONTES, 2000).
Um fenômeno intermitente de bloqueio do transporte da pluma do Amazonas no sentido
noroeste é aparentemente provocado em situações em que os ventos possuem uma componente no
sentido sudeste. Neste caso ocorre um incremento da largura da pluma na vizinhança da
desembocadura do rio, sendo o volume acumulado liberado quando se reverte o sentido dos ventos
(LENTZ; LIMEBURNER, op. cit.).
20
Neste ambiente altamente dinâmico foram registradas a noroeste da plataforma, entre os
cabos Norte e cabo e em frente a foz do rio Amazonas camadas de sedimentos finos em suspensão
próximos ao fundo com elevadas concentrações (10 -100 g/l), fortes gradientes verticais, e
espessura variando de 2 a 4 m, com máximos de até 7 m (GIBBS, 1973, NITTROUER et al., 1995,
KINEKE; STERNBERG, 1995).
Diversos autores propõem que o escoamento em ambientes de elevada concentração de
sedimentos em suspensão e fortes gradientes na concentração de sedimentos (lutoclinas) possa ser
dividido em turbulento acima da lutoclina e predominantemente viscoso nas proximidades do
fundo (FAAS, 1985, ROSS E MEHTA, 1989, KINEKE; STERNBERG, 1995, VINZON;
MEHTA, 2001).
O incremento na viscosidade e densidade do fluido próximo ao leito e a redução na tensão
efetiva de atrito no fundo que caracterizam o escoamento viscoso afetam a circulação
hidrodinâmica, modificando a estrutura vertical do escoamento e a propagação da maré
(BEARDSLEY et al., 1995, VINZON; MEHTA, op. cit.; GABIOUX, 2002; GABIOUX, et al.,
2005). Cerca de 10-15% de toda a descarga sedimentar atinge o litoral amapaense e a Guiana
Francesa na forma de planícies de maré lamosas (ALLISON et al., 1995).
Segundo Silveira (1998) na foz de alguns rios da região a erosão provocada pela força das
correntes de maré chegam de forma inclinada, incidindo diretamente sobre a margem provocando
erosão. Como conseqüência, os sedimentos erodidos são depositados na margem oposta em
sistemas de barras fluviais. Estas barras, por sua vez, estão sendo colonizadas por bosques de
Avicennia germinans (L.) Stearn.
Muitos trabalhos revelam a importância dos mangues na redução da velocidade de correntes
e ondas, o que influencia na sedimentação de partículas silto-argilosas. O estabelecimento do
mangue durante as primeiras duas semanas após a queda dos propágulos está relacionado com a
existência de uma coluna d’água de poucos milímetros de espessura sobre o substrato e sua
sobrevivência depende de períodos sem inundação (WELLS, COLEMAN, 1981).
Períodos longos entre as marés cheias criam condições favoráveis para a exposição
prolongada de lama fluída, que se consolida e adquire resistência a erosão subseqüente, o que
permiti a colonização por mangue. A partir deste ponto o volume de sedimentos fixado pelas raízes
aumenta e a taxa de crescimento das raízes compensa o efeito de consolidação adicional e a
acreção costeira aumenta (CHAPMAN, 1976; WELLS; COLEMAN, op. cit.).
21
2.2.4 Geologia Estrutural
Devido ao soerguimento dos Andes desde o Crétaceo, a drenagem do rio Amazonas foi
invertida, passando a desaguar no Oceano Atlântico. Coincidentemente, uma regressão marinha
permitiu a chegada de grandes quantidades de sedimentos terrígenos para além da quebra da
plataforma, iniciando a formação do cone do Amazonas, que evoluiu conforme períodos
regressivos a partir do MesoMioceno (ARAÚJO; THEILEN, 1993; HOORN, 1993).
A mudança de curso do rio Amazonas provavelmente esteve relacionada com uma
intumescência periférica de amplitude baixa, que favoreceu o transporte de sua sedimentação para
o norte afetando o nível de base da planície costeira. Assim, o perfil de equilíbrio desta planície foi
modificado e os baixos cursos das drenagens sofreram alteração em suas áreas para suportarem as
mudanças no volume e distribuição da entrada dos sedimentos nas bacias (DISCROLL; KARNER,
1995).
A região do Amapá está incluída no domínio tectônico que engloba a foz do rio Amazonas.
Segundo Cunha (1991) a região possui características morfológicas resultantes de movimentos
verticais durante o Neógeno-Paleógeno que geraram tanto soerguimentos quanto subsidências. Os
grábens gerados nessa época têm favorecido a deposição de grande quantidade de sedimentos,
controlado preferencialmente por várias zonas de falhamentos normais aproximadamente N-S e
com inclinação aproximada E-W, que poderiam ter sido seccionados por falhas transcorrentes de
direção aproximada para E-W que controlaram parcialmente o conteúdo litológico das sub-bacias
geradas durante a fragmentação do rift do Marajó (COSTA et al., 1991).
2.2.5 Geologia
Nas proximidades da zona costeira do Amapá os depósitos oriundos do Neógeno-Paleógeno
são representados pelo Grupo Barreiras, composta por sedimentos argilitos, arenitos e
conglomerados. No final do Neógeno essa região recebeu sedimentos do Grupo Barreiras em
sistemas de leques aluviais e lacustres (LIMA et al., 1991). Este mesmo autor advoga que a partir
do Pleistoceno ocorreram oscilações climáticas que refletiram nos processos erosivos e
deposicionais, este fato somado a interferências tectônicas modelaram o relevo até sua
configuração atual.
Bezerra et al. (1990) afirmou que durante o Pleistoceno, as variações climáticas juntamente
com atividades neotectônicas favoreceram a remodelagem do relevo da área em estudo, com
22
destruição de grande porção das superfícies aplainadas do Terciário e definição de outras
superfícies, em menor nível topográfico, compondo o atual relevo.
Silveira (1998) descreveu duas fases de desenvolvimento da planície costeira do Amapá
durante o Quaternário: pré-holocênica, com processos de organização natural do relevo da região e
holocênica apresentando uma reorganização contínua de sua rede de drenagem na qual processos
aluviais contribuíram para o remodelamento da superfície desta planície.
Santos et al. (2004a) com a análise de depósitos quaternários flúvio-estuarinos e flúvio-
marinhos identificaram cinco singulares depósitos: Planícies Fluviais Antigas (i), Planícies Flúvio-
Estuarinas 1 (ii) e 2 (iii) e Planícies Flúvio-Estuarinas e Flúvio-Marinha (iv) e Aluviões (v).
(i) Depósitos de antigos canais fluviais, colmatados, oriundos de oscilações no nível do mar
que também esculpiu falésias, atualmente inativas em unidades do Neógeno-Paleógeno.
(ii) São associados às áreas de campos inundáveis, ou seja, zonas mais internas da planície
de inundação do rio Amazonas e de seus afluentes.
(iii) A origem destes sedimentos está relacionada basicamente aos processos deposicionais
flúvio-estuarinos e fluviais que ocorrem com as variações diárias das marés e
proporcionam o alagamento de grande parte dessa área.
(iv) Encontra-se em processo de remobilização pelo regime hidrodinâmico da região, sendo
transportados como carga de fundo ou suspensão, originando um ambiente com
variações constantes na morfologia pelo processo de migração de barras, bancos, etc.
(v) Estão situados nas regiões limitantes com a zona costeira. Esta unidade sofre inundação
somente durante o período de maior pluviosidade, propiciando a deposição de
sedimentos pelíticos.
2.2.6 Geomorfologia
Boaventura e Narita (1974) evidenciaram cinco unidades morfoestruturais e morfoclimáticas,
nas quais são submetidas a processos erosivos. Essas unidades abrangem Planaltos Residuais do
Amapá (1), Planalto Rebaixado da Amazônia (2), Colinas do Amapá (3), Depressão Periférica do
Norte do Pará (4), Planície Fluviomarinha Macapá-Oiapoque (5), sendo compostas por:
(1) maciços residuais intensamente dissecados por processos de origem fluvial apresentando
altitude máxima de 550 m.
23
(2) Depósitos do Grupo Barreiras (setor ocidental do estado do Amapá) possuem altitude de
até 100m.
(3) sedimentos oriundos da dissecação do Complexo Guianense e Grupo Barreiras, altitudes
máximas compreendidas entre 150 e 200 m.
(4) faixa de denudação periférica à Bacia Amazônica.
(5) processos predominantemente erosivos (ALLISON, 1993), sendo descritos domínio
marinho ao norte e fluvial ao sul (MENDES, 1994; SILVEIRA, 1998). Lima et al. (1991)
definiram esta unidade como Planície Costeira do Amapá.
Santos et al. (2004b) descreveram a planície costeira sul do Amapá como uma região
caracterizada por planícies e terraços resultantes da variação do nível de base dos rios, durante o
Holoceno e provavelmente o Pleistoceno. Estes mesmos autores advogam que este relevo
aplainado com altitudes menores que 10 m é bastante frágil em função de sua dinâmica,
influenciada pelo regime pluviométrico sazonal dos rios, marés, pororoca, além da ação dos
constantes ventos alísios associados à Zona de Convergência Intertropical.
2.2.7 Vegetação
Na planície costeira do estado do Amapá ocorre uma cobertura de floresta denominada
Formação Pioneira caracterizada por espécies que se encontram no estágio de sucessão com
ecossistemas dependentes de fatores ecológicos estáveis sendo dividida em Campos da Planície do
Amapá, com gramíneas nos locais mais elevados e nos locais mais baixos e alagados apresenta
espécies como tiriricão (Scleria sp), aninga (Montrichardia arborescens L. Schott), buriti
(Mauritia flexuosa Mart.), mururé (Eichornia sp.) e piri (Cyrerus giganteus Vahl.), e mangues das
espécies Siriúba (Avicennia nitida Jacq.), mangue-vermelho (Rhizophora mangle L.), mangue-
amarelo (Laguncularia sp.) e mangue branco (Laguncularia racemosa Gaertn.), (LEITE et al.
1974).
Costa Neto e Silva (2004) com inventários florísticos no setor continental estuarino
descreveram três unidades botânicas:
- Florestas com influência flúvio-marinha, com predomínio de raízes escoras (Rhizophora
mangle L. e Rhizophora racemosa G. F. Mayer) e pneumatóforos (Avicennia germinans (L.)
Stearn e Laguncularia racemosa Gaertn.), além de campos com espécies da família Fabaceae
como Vigna luteola Jacq., Convolvulaceae, Ipomoea asarifolia (Desr.) Roem. & Schult.,
24
Malvaceae, Hibiscus cf. bifurcatus Cav. e Poaceae, como Hymenachne amplexicaule (Rudge)
Nees, Digitaria horizontalis Willd. e Paspalum decubens Sw.
- Setor Campestre com Campos Herbáceos Periodicamente Inundados ao longo de todo o
Setor Estuarino, desde o rio Jari até o rio Araguari, sobre terraços holocênicos, um pouco acima do
nível da água, sendo caracterizados por macrófitas aquáticas das famílias, Poaceae, Cyperaceae,
Nympheaceae, Alismataceae, Araceae, Maranthaceae, Lentibulariaceae e arbustivas como
Annonaceae, Arecaceae e Leguminosae. (COSTA NETO, 2004).
Essas formações possuem adaptações tanto para o meio aquático quanto para o terrestre,
deste modo estão sujeitas aos pulsos de inundações sazonais ou diários, decorrentes das marés
semidiurnas ou águas pluviais (BOVE et al., 2003).
As espécies sazonais reduzem suas populações ou chegam até a desaparecer nos períodos de
seca, e as perenes conseguem muitas vezes dominar esses ambientes, alterando assim a paisagem
dessa formação (JUNK; PIEDADE, 1993).
Para estes autores os setores com baixa elevação topográfica dos campos são chamados de
Campos Permanentemente Inundados constituindo-se de depressões nas quais são formados lagos
permanentes. Dentre as espécies presentes neste ambiente é citado, o aguapé (Eichornia crassipes
Mart.) e Eichornia azurea (Sw.) Kunth., cabomba (Cabomba aquatica DC.), mururé (Nynphaea
sp.), além de outras aquáticas (COSTA NETO; SILVA, 2004), e Cerrado com hábito
Arbóreo/Arbustivo e de Campo Limpo Associado que segundo Leite et al. (op. cit.), é uma unidade
de clima quente e úmido, com chuvas pelo período seco e caracterizada por árvores tortuosas, de
folhas raramente deciduais, como também por formas biológicas adaptadas aos solos profundos,
aluminizados e deficientes.
- As Florestas de Várzea Amazônicas cobrem uma área de aproximadamente 60.000-100.000
Km
2
(GOULDING, 1996; JUNK, 1997). Esta formação é adaptada às condições de inundação
causada pelo fluxo diário das marés. Seus elementos florísticos possuem mecanismos de regulação
osmótica da água, o que permite às suas raízes e caules conviverem com pelo menos 12h de
inundação a cada dia, inclusive com certa tolerância a salinidade (PRANCE, 1979; SCHÖNGART
et al., 2002; ALMEIDA et al., 2002; 2004).
As florestas de várzea do setor continental estuarino do Amapá, marcadas pelo domínio de
palmeiras, destacando-se o açaí (Euterpe oleracea Mart.), buriti (Mauritia flexuosa L.f.), ubuçu
(Manicaria saccifera Gaertn.), pau-mulato (Callycophyllum spruceanum Benth.), assacu (Hura
25
crepitans L.), jenipapo (Genipa americana L.), seringueira (Hevea guianensis Aubl.), taperebá
(Spondias monbim Jacq.), andiroba (Carapa guianensis Aubl.), samaúma (Ceiba pentandra
Gaertn.), pracuúba (Mora paraensis Ducke.), acapurana (Campsiandra laurifolia Benth.), cacau
(Theobroma cacao L.), taxi (Triplaris surinamensis Cham.).
- Floresta de Terra Firme, como representantes desta unidade estão as espécies típicas de
floresta densa como a castanheira (Bertholletia excelsa Berg.), itaúba (Mezilaurus itauba (Meissn)
Taub. ex Mez.), carapanaúba (Aspidosperma carapanauba Pichon), quaruba (Vochysia guianensis
Aubl.) e angelim (Dinizia excelsa Ducke).
- Manguezal. O Setor Atlântico do estado do Amapá é colonizado por manguezais com
domínios de extensos bosques maduros e abertos de siriubais (Avicennia germinans (L.) Stearn),
aproximadamente 30 metros de altura, duas espécies do gênero Rhizophora (Rhizophora mangle L.
e Rhizophora harrisonii Leechm) e a espécie Laguncularia racemosa Gaertn. Associadas aos
bosques de manguezais podem ser encontradas espécies de floresta de várzea com porte arbóreo a
herbáceo, como mututi (Piterocarpus amazonicus Huber e P. officinalis Jacq.), verônica
(Dalbergia monetaria L.f. e Dalbergia ecastophylla), aturiá (Macherium lunatum L.f.), açai
(Euterpe oleracea), taboca (Guadua glomerata), entre outras (COSTA NETO et al., 2003).
A variabilidade estrutural dos bosques de mangue e o seu domínio em um dado ambiente
estão relacionados primeiramente com as características geomorfológicas dos terrenos, e a
formação de bosques de mesma classe etária estão ligadas a fatores ambientais que definem o
crescimento desses indivíduos, nos quais respondem a eventos decorrentes como erosão e
deposição, colonizando direta e preferencialmente substratos apropriados (SCHAEFFER-
NOVELLI E CINTRON-MOLERO, 1988; SCHAEFFER-NOVELLI, et al. 2000)
Segundo Morais e Morais (2000) o município de Calçoene possui três domínios naturais:
domínio da floresta densa de terra firme (10.288,13 Km
2
), domínio das áreas inundáveis (2.808,56
Km
2
), característico de ambientes litorâneos sendo representado por manguezais, ambientes de
várzea, e campos inundáveis (vulneráveis à seca) apresentando alta sensibilidade à erosão natural,
à inundação pluvial e às marés; e domínio das áreas de savanas (1.236,31 Km
2
).
26
3 MATERIAIS E MÉTODOS
A metodologia apresentada neste trabalho segue algumas recomendações de Colinvaux
(1986), Faegri e Iversen (1989) para análise palinológica, que em linhas gerais são descritas a
seguir:
3.1 AMOSTRAGEM
Durante o mês de novembro de 2004, foram coletados três testemunhos de sedimento com o
auxílio de um amostrador russo (Figura 01), bastante eficaz para transpor terrenos úmidos. Os
testemunhos de sedimentos após serem retirados foram acondicionados em tubos (50 cm) e filmes
de PVC. Esse procedimento evita trocas gasosas entre o sedimento e o meio, que segundo
Colinvaux (1986) alteram as cores originais do material.
Figura 01 - Coleta de testemunhos sedimentares utilizando o amostrador russo.
As posições geográficas dos testemunhos foram determinadas por meio de GPS (Global
Positionning System) e estão descritas na tabela 01:
Tabela 01
Posicionamentos geográficos dos pontos de coleta dos testemunhos de sedimentos
Testemunhos Profundidade da base (cm) Coordenadas geográficas
Goiabal Várzea (GV) 145 N 02º 34’38,1” / W 50º53’17”
Goiabal Avicennia (GA) 165 N 02º 35'59.1” / W 50º52' 08”
Goiabal Praia (GP) 145 N 02º 36’ 48,2” / W 50º50’41”
27
3.2 DESCRIÇÃO E ARMAZENAMENTO
Os testemunhos de sedimento foram transportados para o Laboratório de Dinâmica Costeira -
ZMT/UFPA onde se deu o processamento das amostras, com a descrição textural, com o auxilio da
Rock Color Chart (GODDARD et al. 1984), estrutural dos sedimentos e registros fotográficos com
o auxilio de uma câmera digital.
Após descrição e amostragem, os testemunhos foram novamente envolvidos em tubos e
filmes de PVC, e conduzidos ao freezer com temperatura em torno de 2ºC para evitar o
crescimento de fungos e bactérias nos sedimentos. Esses organismos podem metabolizar
compostos de carbono dos sedimentos e trocar CO
2
com a atmosfera, durante o processo de
respiração contaminando assim os sedimentos com carbono recente (COLINVAUX, 1986)
comprometendo futuras datações por radiocarbono.
3.3 PROCESSAMENTO DAS AMOSTRAS
A complexidade desta etapa da análise é percebida pela quantidade de material que deverá
ser desintegrado (sedimento e matéria orgânica) até que o resultado final seja somente o pólen.
Esse processamento é possível devido à resistência da parede celular dos palinomorfos ao ataque
químico.
Algumas partículas orgânicas e inorgânicas são quimicamente muito similares ao pólen,
esses ataques químicos não produzem um material constituído somente de pólen. Assim, foi
retirado 0,5 ou 1 cm
3
de sedimento com a utilização de um medidor de volume feito de aço
inoxidável, onde o sedimento é colocado dentro da cavidade cilíndrica e depois retirado por um
embolo produzindo assim pastilhas de sedimentos. Esse ato repete-se ao longo de todo o
testemunho em intervalos de 5 cm.
As pastilhas de sedimentos retiradas do testemunho foram colocadas em tubos de centrífuga,
devidamente marcados com a estação e a profundidade na qual foi feita a retirada das pastilhas.
Esses tubos são obrigatoriamente de polipropileno que é insolúvel ao ataque ácido. Juntamente
com as pastilhas de sedimentos foram adicionados tabletes de marcadores exóticos, esporos de
Lycopodium (STOCKMARR, 1971), para o cálculo da concentração de pólen (grãos/cm3) e a
razão da acumulação de pólen (grãos/cm2/ano).
28
Na contagem final a razão de esporos marcadores de Lycopodium e de pólen contados
permite o cálculo da concentração polínica original. Cada tablete é constituído por 10600 esporos
de Lycopodium.
Após o término da adição dos esporos é realizado o tratamento ácido, sendo constituído das
seguintes etapas.
3.3.1 Tratamento com Ácido Clorídrico (HCL)
Esta etapa do tratamento consiste na remoção do carbonato (CO
3
) presente no material
sedimentar e dissolução da matriz carbonática da pastilha de Lycopodium, através da adição de
HCL a 10%. A reação resultante é:
CaCO
3 (
s
)
+ HCL
(
aq
)
CO
2 (
g
)
+ H
2
O
(
l
)
+ Ca
2+
+ 2Cl
-
(
aq
)
(1)
Este processo é seguido por mistura das amostras com a utilização de um bastão-misturador
feito de teflon para cada tubo de ensaio, evitando assim a contaminação da amostra, e em seguida o
material foi conduzido à centrífuga onde permaneceu por 5 min e a 2500 rotações, para
decantação. O líquido residual foi retirado e o material lavado com água destilada até que o
decantado estivesse claro. Novamente o material foi conduzido à centrífuga, o líquido residual foi
retirado dos tubos, para a segunda etapa do tratamento.
3.3.2 Tratamento com Ácido Fluorídrico (HF) concentrado
Uma grande quantidade de sílica pode provocar um sério problema no estágio de
identificação pelo fato de provocar o obscurecimento dos grãos de pólen (INDIANA
UNIVERSITY, 2005). Tendo em vista esse fato, foi realizada a adição de HF na amostra, e
deixada em repouso por 24h, com capela de exaustão de gases ligada devido a alta toxicidade dos
gases liberados por este ácido.
A reação que ocorre é a seguinte:
SiO
2 (
s
)
+
6
HF
(
aq
)
H
2
SiF
6 (
aq
)
+
2
H
2
O
(
l
)
(2)
Terminado este período o material segue para lavagem, centrifugação, retirada do líquido
residual, adição de HF e repouso de 24h novamente, onde após este tempo foi realizada nova
lavagem, centrifugação, retirada do líquido residual, e preparação para a terceira etapa do
tratamento.
29
3.3.3 Tratamento com Ácido Acético Glacial (C
2
H
4
O
2
)
Esta etapa é extremamente necessária por causa da quarta etapa envolvendo ácido sulfúrico.
O C
2
H
4
O
2
reage com a amostra retirando a água nela presente. Esta reação é essencial para que não
ocorra desperdício de ácido sulfúrico através da reação com a água presente nas paredes do tubo de
ensaio ou no sedimento umedecido. Assim, foi adicionado C
2
H
4
O
2
à amostra, seguido de mistura,
centrifugação, e retirada do líquido residual, não sendo necessária a permanência do ácido por um
período de tempo maior que 15 min nos tubos de ensaio.
3.3.4 Acetólise
Esta etapa do procedimento químico remove celulose e polissacarídeos das amostras por
oxidação (UNIVERSITY OF CAMBRIDGE, 2005). Segundo Erdtman (1960), a acetólise é obtida
através da mistura de nove partes de anidrido acético (CH
3
COCH
3
), primeiramente, por volume
para uma parte de ácido sulfúrico concentrado (H
2
SO
4
). Cerca de 15 ml da solução foi adicionada
às amostras. Os tubos de ensaio foram submetidos ao aquecimento em banho-maria, sendo
constantemente misturados por um período que variou de 10 a 20 min até que o líquido contido
nos tubos ficasse completamente escuro.
Após esse processo foi realizada centrifugação, retirada do líquido residual e lavagem (2x),
sendo deixado nos tubos cerca de 5 ml de água no intuito de facilitar a transferência da amostra dos
tubos de ensaio para tubos de Evergreen.
3.3.5 Montagem de lâminas para a microscopia
Na confecção de lâminas para análise microscópica foram utilizadas lâminas Bioslide 25,4 x
76,2 mm, lamínulas 22x22 mm, glicerina gelatinada, pipetas, bastões de teflon, e esmalte base de
unha.
Com o auxílio de pipetas, algumas gotas do material armazenado nos tubos de Evergreen
foram retiradas e colocadas nas lâminas, devidamente marcadas com a profundidade e a estação na
qual foi feita a retirada das pastilhas de sedimentos.
Em seguida, uma pequena quantidade de glicerina gelatinada foi adicionada à lâmina. Esta
lâmina foi aquecida para o completo derretimento da glicerina, uma vez que a glicerina servirá
como fixadora do material contido na lâmina.
30
Bastões de teflon serviram para misturar o material amostrado com a glicerina, e em seguida
as lamínulas foram assentadas sobre as lâminas. Esmalte base de unha foi usado para selar as
margens da lamínula com a lâmina, com a finalidade de preservar o material contido nas lâminas
da umidade do ar, o que provocaria o ressecamento da amostra.
3.4 ANÁLISE MICROSCÓPICA E CONFECÇÃO DE GRÁFICOS POLÍNICOS
A fase de identificação e contagem dos grãos de polens das lâminas foi executada em um
microscópio Carl Zeiss Axioskop 2 plus conectado ao computador por meio de uma microcâmera.
Com o auxílio do software AxioVision as microimagens foram processadas, e os grãos de pólens
catalogados e armazenados em um banco de dados.
Manuais para descrição morfológica de polens foram consultados (ROUBIK; MORENO,
1991; BEHLING, 1993; HERRERA; URREGO, 1996; COLINVAUX et al., 1999) para identificar
grãos de polens e esporos. No mínimo, 300 polens foram contados em cada amostra. A soma total
de polens exclui esporos marcadores, esporos de fungos, algas e microforaminíferos. Os dados da
contagem dos polens foram introduzidos no programa TiliaGraph para confecção dos diagramas e
análise estatística (GRIMM, 1987).
3.5 DATAÇÃO POR RADIOCARBONO
A base dos testemunhos foi selecionada para datação por radiocarbono por meio da
Espectrometria de Aceleração de Massa (EAM) no Laboratório de Pesquisa Isotópica da
Universidade de Christian-Albrechts em Kiel, Alemanha.
Este método requer apenas uma pequena quantidade de sedimentos ou remanescentes
orgânicos para sua datação. As idades são apresentadas em termos de anos convencionais de
radiocarbono (STUIVER et al. 1988).
3.6 DETERMINAÇÃO DA PRESENÇA DE TANINO NOS TESTEMUNHOS DE
SEDIMENTOS
Esta técnica é baseada na redução de tanino e outros polifenóis do íon férrico para íon
ferroso, seguido da formação de um complexo íon ferrociano-ferroso (PRICE; BUTLER, 1977).
Os reagentes FeCl
3
a 0,008M e K
3
Fe(CN)
6
a 0,003M, foram utilizados neste procedimento.
31
Para se obter a exata concentração de cada reagente, primeiramente, 1,6221g de FeCl
3
foi
pesado em balança analítica Sartorius, e posteriormente adicionado 1ml de HCL a 32% e água
destilada até completar 100 ml em balão volumétrico. Somente 8 ml desta solução são diluídos
novamente em 100 ml de água destilada.
Este reagente tem durabilidade de uma semana. Para a preparação de K
3
Fe(CN)
6
a 0,003M
cerca de 0,0988 g do reagente foi pesado e adicionado a 100 ml de água destilada. Em ambiente
escuro o FeCL
3
foi pulverizado sobre regiões do testemunho alvo da avaliação (Figura 02). Em
seguida o sedimento foi umedecido com K
3
Fe(CN)
6
nas mesmas regiões atingidas pelo FeCl
3
. Ver
reação de complexação da molécula de tanino (Figura 03).
As reações que ocorrem através do uso dessa técnica apresentam variações de tempo que
podem ser completadas num período que se estende de 1 a 10 min. A cor amarela do reagente pode
mudar para um verde ou azul de acordo com a concentração de tanino ao longo do testemunho
(PRICE; BUTLER, 1977), sendo que o azul de prussian é somente obtido uma vez que a
concentração de tanino seja elevada o suficiente para total complexação dos reagentes com a
molécula de tanino (Figura 03).
Figura 02 - Utilização dos reagentes cloreto férrico (FeCL
3
) e hexacianoferrato de potássio
(K
3
Fe(CN)
6
) em testemunho sedimentar.
32
Figura 03 - Reação 1, molécula de tanino e cloreto férrico disponibilizando ferro ao meio. Reação
2, ferro disponível no meio com hexacianoferrato de potássio resultando em hexacianoferrato de
ferro.
Este pigmento azul absorve os comprimentos de onda correspondentes ao final da faixa
correspondente ao vermelho do espectro eletromagnético (PRICE; BUTLER, 1977). Conforme a
utilização deste procedimento, em regiões onde a concentração de tanino seja muito elevada é
produzido o “azul de prussian” em resposta à adição do reagente e do complexante. Essa mudança
na cor do testemunho é melhor percebida nos comprimentos de onda da região do visível,
principalmente no vermelho do espectro.
3.7 ESPECTROFOTOMETRIA
O olho humano não é capaz de diferenciar as componentes do espectro eletromagnético e
sim a cor resultante. Cor é a percepção da radiação refletida na região do visível do espectro
eletromagnético. A reflectância espectrofotométrica do visível está intimamente relacionada com a
análise da cor. Desta forma a quantificação dessa interação com corpos sedimentares pode revelar
detalhes significativos mascarados pelo olho humano (metamerismo) através da comparação visual
com a Rock Color Chart (GODDARD et al. 1984).
4Fe + 3K
4
Fe(CN)
6
Fe
4
[Fe(CN)
6
]
3
+ 12K
33
Esta etapa do trabalho se destina à obtenção de valores de reflectância ao longo dos
testemunhos, GV (145 cm), GA (165 cm), GP (145 cm) entre as faixas do espectro
eletromagnético correspondente a região do visível (VIS), radiação com capacidade de produção
da sensação de visão ao olho humano, ou seja 380 a 730nm. Para isto foi utilizado um Spectrolino
GRETAGMACBETH (Figuras 04 e 05).
Este aparelho possui medição espectral com rede de difração holográfica, três modos de
medida (reflexão, emissão, transmissão), resolução física de 10nm, e três filtros, P (Polarizado),
D65 (Aproximado à luz do dia), e U (Neutro, lâmpada incandescente tipo A). Uma placa branca
(100% de reflectância) foi usada para a calibração absoluta do aparelho.
O uso desta ferramenta na superfície dos testemunhos foi realizado antes da aplicação dos
reagentes e complexantes. Esse procedimento tem como objetivo a avaliação dos níveis de
reflectância do testemunho úmido (sem reagentes). Assim, foram realizadas medições em
intervalos de 5 cm ao longo de todo o testemunho, GV-145 cm, e para maior apuração dos
resultados foi utilizado intervalos de 1 cm para os testemunhos, GA-165cm, GP-145cm (Figura
04). Na seqüência, o cloreto férrico (FeCl
3
) e o Hexacianoferrato de Potássio (K
3
Fe(CN)
6
) são
aplicados à superfície dos testemunhos para então após 10 min (tempo estabelecido para a
completa reação na amostra, PRICE; BUTLER, 1977) realizar a segunda obtenção de valores de
reflectância no intuito de avaliar as variações ocorridas após complexação com a molécula de
tanino (Figura 03).
Figura 04 - Obtenção de valores de reflectância espectrofotométrica através da utilização de um
espectrofotômetro portátil após o uso de reagentes em testemunho sedimentar.
34
Cada clique na chave de medida (Figura 05) ativa o feixe de luz sobre a superfície do
testemunho, sendo refletido depois para o aparelho. Posteriormente, o dado é transmitido para um
Notebook conectado ao Spectrolino, através do software CQLITE. As medidas são apresentadas
em valores de reflectância em todos os comprimentos de onda da região do visível do espectro
eletromagnético.
Esses valores são transferidos para uma planilha do Excel, sendo posteriormente
transformados em gráficos 3D através do software Surfer 8.06 (GOLDEN SOFTWARE, 2007),
para interpretação dos resultados obtidos.
Com dois valores de reflectância adquiridos (sem e com reagentes) foi possível analisar
através da subtração dos respectivos valores para cada setor, as variações pontuais provocada pela
reação descrita na Figura 03.
A subtração desses valores (sem e com reagentes), em todas as faixas do espectro
eletromagnético em estudo (VIS), visa uma melhor compreensão das variações em possíveis
pontos de reação do tanino com os reagentes FeCl
3
e K
3
Fe(CN)
6
.
Teoricamente, nos pontos dos testemunhos em que não houve mudanças significativas nos
níveis de reflectância com e sem os reagentes, provavelmente não devem estar presente moléculas
de tanino em quantidade suficiente para a complexação. Entretanto, provavelmente, o inverso deve
significar reações de complexação das moléculas de tanino em determinas profundidades do
testemunho em análise.
Figura 05 - Elementos funcionais do Spectrolino (adaptado de GretagMacbeth, 1999).
35
3.8 PROCESSAMENTO DIGITAL DE IMAGENS
Estudos envolvendo reconstrução paleoambiental estão baseados na concepção dos processos
naturais atuantes no presente como chave para o compreendimento da dinâmica ambiental ao
longo do período geológico (SUGUIO, 1999). A identificação da distribuição espacial das
unidades de vegetação litorâneas, como o manguezal, juntamente com a quantificação de sua
abrangência atual requer a utilização de métodos analíticos precisos e confiáveis. Assim, a
utilização do sensoriamento remoto foi essencial para execução deste trabalho. Para dados
oriundos de sensores remotos, tenta-se através de processos lógicos detectar, reconhecer, mensurar
e avaliar o significado das feições, seus padrões e sua relação espacial com o ambiente no qual
estão situados (REEVES et al.,1983).
No âmbito desta pesquisa foram adquiridas 5 cenas (225_58, 225_59, 226_57, 226_58,
226_59) do sensor remoto óptico Landsat/ETM+, referentes a setembro de 2000, através do Global
Land Cover Facility Earth Science Data Interface (UNIVERSITY OF MARYLAND, 2006). O
ETM+ (Enhanced Thematic Mapper Plus) é um sensor óptico a bordo do satélite Landsat 7, com
características descritas na Tabela 02. A análise dos dados obtidos do Landsat vem fornecendo
notáveis informações como levantamento dos recursos naturais, cobertura e uso da terra,
monitoramento ambiental e mudanças costeiras (GOWDA et al., 1995) apresentando excepcionais
resultados na costa norte brasileira (SOUZA FILHO; PARADELLA, 2002; LARA et al. 2002;
COHEN; LARA, 2003; MATOS et al., 2005; BATISTA et al., 2005; SOUZA FILHO;
PARADELLA, 2005; SOUZA FILHO, 2005; SOUZA FILHO et al., 2006; BATISTA et al., 2007).
Tabela 02
Características dos dados do sensor remoto óptico ETM+ Landsat.
Plataforma Sensor
Característica
Landsat ETM+
•
Resolução espacial: 30 m (60 m,
termal), pancromática 15m (banda 8)
•Bandas e regiões espectrais (µm):
1 - Azul (0.45-0.52)
2 - Verde (0.52-0.60)
3 - Vermelho (0.63-0.69)
4 - IV/Próximo (0.76-0.90)
5 - IV/Médio (1.55-1.75)
6 - IV/Termal (10.4-12.5)
7 - IV/Médio (2.09-2.35)
8 - VIS/IV Próximo (0.52-0.90)
•Tempo de revisita: 16 dias
•Área imageada: 185 x 185 Km
36
No software Spring 4.3 (Imprima, Spring, Scarta), desenvolvido pela Divisão de
Processamento de Imagens do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais - INPE (CAMARA et al.,
1996), foram selecionadas três bandas de acordo com as informações necessárias para execução
deste trabalho. As cenas foram submetidas às etapas de pré-processamento e processamento. Foi
obtida a composição colorida 5R4G3B. Essas bandas e composição demonstraram grande
adequação no reconhecimento dos objetos de interesse nesta pesquisa.
3.8.1 Pré-processamento
O pré-processamento é um método de calibração dos dados brutos, com a finalidade de
amenizar distorções radiométricas provocadas pela atmosfera ou por falhas nos equipamentos
imageadores, para corrigir distorções geométricas, oriundas do movimento de rotação da terra e
das variações na altitude, atitude e velocidade do satélite (SCHOWENGERDT, 1983;
CHUVIECO, 1990).
3.8.1.1 Correção geométrica
Este procedimento altera a geometria da imagem (RICHARDS, 1993). Existem duas técnicas
de correção, a primeira modela a natureza e a magnitude da fonte de distorção, estabelecendo uma
fórmula de correlação, mostrando-se eficaz quando a distorção é causada pela rotação da Terra. A
segunda cria uma relação matemática entre a posição do pixel na imagem e a correspondente
coordenada deste ponto no terreno. Nesta etapa se faz necessário realizar registro da imagem e a
posterior reamostragem dos pixels. Esta relação é usada para corrigir a geometria da imagem,
independentemente da causa da distorção.
O registro é feito com outra imagem ou uma base cartográfica, por meio da obtenção de
pontos de controle na imagem a ser registrada, relacionando os pontos à imagem ou a base
cartográfica. A reamostragem dos pixels pode ser realizada através dos métodos de interpolação do
vizinho mais próximo, interpolação bilinear e convolução cúbica (CHUVIECO, 1990;
RICHARDS, 1993). Para o registro das cenas do ETM+ Landsat foi utilizada outra imagem ETM+
Landsat georeferenciada (GeoTiff). Na reamostragem de pixel foi usado o método de interpolação
vizinho mais próximo, com selecionamento de um mínimo de (10) pontos de controle no registro
da cena usando um polinômio de primeiro grau. O erro quadrático médio foi de 0,4125 segundo a
fórmula:
37
22 EyExEt += (3)
Onde:
2Ex
= eixo das abscissas
2Ey = eixo das ordenadas
Et
= erro quadrático médio (Total)
3.8.1.2 Correção radiométrica
Esta etapa baseia-se em técnicas que alteram os números digitais originais, no intuito de
torná-los mais próximos dos valores que deveriam estar presentes na imagem. Esta correção
envolve distorções provocadas pela atmosfera e problemas derivados do mau funcionamento dos
sensores (RICHARDS, 1993). Diferentes métodos permitem a amenização dos efeitos
atmosféricos, cuja seleção dependerá de dados disponíveis para tal fim. Entre os métodos mais
simples cita-se a correção do histograma pelos seus valores mínimos (Histogram Minimum Method
- HMM), denominado método de subtração do pixel escuro (CHAVES, 1988).
Neste método as regiões cobertas por unidades que absorvam grande quantidade de energia
radiante, como água limpa (lagos) e áreas de sombra (nuvens), devem apresentar uma reflectância
próxima de zero, principalmente nas regiões correspondente ao infravermelho, portanto, o
acréscimo dos valores digitais que estas áreas estão registrando é atribuído à atmosfera. No intuito
de obter o valor real de reflectância, subtrai-se um valor médio registrado nas regiões de maior
absorbância em cada banda, de cada um dos pixels da banda correspondente. O HMM foi realizado
na etapa de correção radiométrica das cenas adquiridas do litoral do Amapá. Neste procedimento
foram subtraídos cinco níveis de cinza, nível de entrada inicial, na banda 5 (canal vermelho), dez
níveis de cinza na banda 4 (canal verde), dezessete níveis na banda 3 (canal azul), salvos em novo
planos de informação com correção atmosférica. (Figura 06).
Figura 06 - Histogramas das cenas Landsat antes (1) e após (2) a correção atmosférica. (f =
freqüência de cada nível de cinza da imagem.
38
3.8.2 Processamento
3.8.2.1 Realce linear
As informações contidas na imagem podem ser realçadas para melhorar a qualidade visual da
imagem, alterando a sua aparência, de tal forma que fiquem mais evidentes as informações nela
contida dependendo da necessidade particular do intérprete (MATHER, 1987).
A maioria das imagens de satélite possui baixo contraste causado pela presença de nuvens,
deficiente iluminação solar da cena, fraco desempenho do sensor ou pelas próprias características
da cena. Devido este fato, a distribuição dos níveis de cinza fica restrita a uma pequena porção do
intervalo disponível, prejudicando a interpretação dos dados na imagem (SCHOWENGERDT,
1983). Com a visualização do histograma, percebe-se a distribuição dos valores dos níveis de cinza
e pode-se aumentar o contraste a partir da redistribuição dos valores na totalidade do histograma
ou em parte dele. O aumento de contraste pode ser linear, bilinear, ou não-linear, aumento
logarítmico e exponencial, sendo o aumento de contraste baseado em uma função linear escolhido
e empregado nas cenas analisadas. Antes deste procedimento as cenas apresentavam um nível de
entrada inicial de 194 para a banda 4 (canal verde), 193 para a banda 5 (canal vermelho), e 210
para a banda 3 (canal azul). Estes dados foram salvos em novos planos de informação (Figura 07).
Figura 07 - Histograma da imagem Landsat após realce linear.(f = freqüência de cada nível de
cinza da imagem).
39
3.8.2.2. Sistema de informações geográficas
O sistema de informação geográfica (SIG) pode ser definido como uma valiosa ferramenta
na coleta, armazenamento, recuperação, transformação e visualização de dados espaciais a partir
de uma verdade terrestre (check in), ou ainda como um sistema que apóia decisões envolvendo a
integração de dados especialmente referenciados no ambiente de resolução do problema
(BURROUGH, 1987; MAGUIRE, et al., 1991).
Conforme Câmara (1993), as principais características de um sistema de informação
geográfica são: (a) integrar em uma única base de dados, informações provenientes de diferentes
fontes, tais como, dados cartográficos, imagens de satélite, redes de modelo numérico do terreno
(MNTs), entre outros; (b) combinar as várias informações utilizando algoritmos; (c) consultar,
recuperar, visualizar e desenhar o conteúdo da base de dados geocodificados.
As formações vegetais típicas de cada unidade geobotânicas e feições morfológicas foram
documentadas por registros fotográficos e medições de GPS. O suporte de mapas geológicos,
geomorfológicos, fitoecológicos, hidrográficos e rodoviários (LEITE et al., 1974; BOAVENTURA
E NARITA, 1974; LIMA et al., 1991; MENDES, 1994; SILVEIRA, 1998; DNIT, 2002; IBGE,
2004; MMA, 2007) permitiu a distinção destas representações.
40
4 RESULTADOS
4.1 COBERTURA VEGETAL E FEIÇÕES MORFOLÓGICAS MODERNAS
As seguintes unidades representam as formações vegetais da planície costeira de Calçoene:
manguezal, várzea, campos inundáveis e terra firme (Anexo A). As feições morfológicas
identificadas foram: planícies de maré lamosas, planícies de maré arenosas e planície de cheniers.
4.1.1 Manguezais
Os mangues do Amapá possuem uma distribuição espacial singular na costa do Brasil, pelo
fato de não estarem conectados a sistemas lagunares e/ou de baias (HERZ, 1991).
No litoral de Calçoene, esta formação está distribuída ao longo de toda a linha de costa, nas
margens de rios como o Cunani, Calçoene, Lamute, Cassiporé, Grande Crique e pequenos canais
de maré (Figura 08; Figura 09). Apresentam uma área total de 311 km
2
.
Em direção ao interior do continente os manguezais estabelecem contato com campos
inundáveis, o que condiciona o desenvolvimento de formas particulares, segundo a variação de
gradientes locais (Figura 10).
Figura 08 - Bosques de Avicennia germinans (L.) Stearn em torno de um canal de maré na Praia do
Goiabal.
41
Figura 09 - Bosques de Avicennia germinans (L.) Stearn ao longo da “Praia do Goiabal”.
Figura 10 - Rhizophora mangle L. em contato com campo inundável.
42
Os manguezais em contato com os campos inundáveis podem definir seus domínios na forma
de bordas interiores ou adentrando o ambiente na condição de ilhas e de franjas descontínuas,
alimentadas direta e indiretamente por regimes de marés permanentes ou temporários. Rabelo et al.
(1994) encontrou espécies típicas de manguezal em ambientes com influência de água doce.
Em regiões de transição com a vegetação de várzea, o manguezal pode ser encontrado em
associação com espécies de hábito arbóreo como o Pterocarpus amazonicus Huber, Euterpe
oleracea Mart., e Mauritia Flexuosa L.
Nestas condições, à medida que a relação dos sedimentos com a água fluvial aumenta, o
dossel e a densidade das árvores diminuem o que contribui para a ocorrência de populações
dispersas. Como já descrito por Rabelo (1995), essa fitofisionomia pode indicar a evolução da
planície costeira, servindo como testemunho paleofisiográfico.
Os padrões florísticos e fitossociológicos dos manguezais refletem uma transição ecológica,
assim como suas associações guardam uma estreita ligação com uma seqüência de influência
flúvio-marinha.
Os bosques abertos de manguezais, em alguns setores com mais de 30 m de altura, são
representados pelas principais espécies: Rhizophora mangle L., Avicennia germinans (L.) Stearn, e
Laguncularia racemosa Gaertn., que cresce nos locais mais altos, sobre terrenos firmes.
4.1.2 Várzea
Na área de estudo, a várzea apresenta grande variabilidade ambiental e desenvolve-se em
toda a planície de inundação, às margens dos rios, brejos, lagos, e em alguns setores associada a
outra formação vegetal como terra firme, manguezal e campos inundáveis (Figura 11). Abrange
uma área total de 684 Km
2
, onde em alguns pontos é possível visualizar a sua distribuição através
da zonação existente ao longo de um perfil topográfico. A partir das cotas mais baixas podem ser
observadas macrófitas aquáticas (ex. canaranas), seguidas por algumas lianas, ervas e arbustos.
Nas cotas mais altas aparece algumas espécies de hábito arbóreo como a Symphonia globulifera L.
f., Pterocarpus amazonicus Huber, Pterocarpus santalinoides L'Hér. ex DC., Euterpe oleracea
Mart., e Mauritia Flexuosa L.
Esta variação pode ser explicada pela altura de inundação, concentração de água no
sedimento, salinidade, pH, velocidade da água, dentre outros fatores físico-químicos (JUNK, 1997;
RABELO et al., 1995; WITTMANN et al., 2004).
43
A diminuição da salinidade provocada pelo aumento na descarga fluvial colabora para a
colonização do ambiente por espécies facultativas que são características do ambiente de várzea
(ALMEIDA et al., 2004). Schaeffer-Novelli e Cintrón-Molero (1988), Fernandes (1997),
Schaeffer-Novelli et al. (2000), Loubry e Prost (2001) também observaram que esses fatores
ambientais proporcionam a colonização por espécies associadas.
Figura 11 – Vegetação de várzea nas margens do rio Calçoene. Ao fundo nota-se uma transição
várzea/campo, e associação várzea/terra firme.
4.1.3 Campos inundáveis
Os campos inundáveis são caracterizados por áreas abertas com predomínio da vegetação
herbácea. Em alguns locais com pequenas variações topográficas do terreno ocorre o
estabelecimento de um estrato arbóreo-arbustivo. Nas regiões mais baixas dos campos são
formadas depressões, com elevada concentração de água nos sedimentos, colonizadas por
palmeiras e macrófitas aquáticas (Figura 12). Por vezes, dão origem a pequenos lagos permanentes
com Eichornia crassipes (Mart.) Solms, Eichornia azurea (Sw.) Kunth., Nynphaea sp., e Cabomba
aquatica DC.
Terra firme/várzea
Várzea/campo
44
Esta unidade é predominante na planície costeira de Calçoene, onde apresenta uma área de
1.021 Km
2
. Possui ampla distribuição no cabo Cassiporé e na região próxima ao rio Amapá
Grande (Anexo A).
Figura 12 - Campo inundável com uma pequena depressão ao fundo colonizada por macrófitas
aquáticas. Este terreno é utilizado para bubalinocultura.
4.1.4 Floresta de terra firme
As florestas de terra firme da costa atlântica do Amapá foram classificadas como Floresta de
Transição (ZEE, 2002) e Floresta Ombrófila Aberta de Terras Baixas (VELOSO et al., 1991;
VELOSO, 1992; IBGE, 1997). Apesar de ser um componente dominante da paisagem amazônica,
na planície costeira de Calçoene perfazem uma área total de apenas 18 Km
2
. Podem ser localizadas
nas áreas topograficamente mais elevadas da região em pequenos trechos de contato com campos
inundáveis e vegetação de várzea (Figura 13).
O levantamento de campo apoiado pelo trabalho de Costa Neto (2004) permitiu a
identificação das seguintes espécies: Parinari campestris Aubl., Simarouba amara Aubl.,
Sacoglottis guianensis Benth., Myrcia fallax (Rich.) DC., Unonopsis guatterioides (A. DC.) R.E.
Fr., Tapirira guianensis Aubl. e os cipós Doliocarpus dentatus (Aubl.) Standl. e Philodendron
acutatum Schott.
45
Figura 13 - Floresta de terra firme em associação com vegetação típica de várzea e campo
inundável.
4.1.5 Planícies de maré lamosas
O cabo lamoso Cassiporé é uma das principais feições morfológicas da planície costeira de
Calçoene. Esta feição foi originada durante o último episódio de sedimentação ocorrido antes da
Transgressão Flandriana durante o Holoceno, sendo disposta no sentido E, o que pode ser
evidência de uma participação do Rio Cassiporé em seu desenvolvimento juntamente com as
correntes de deriva (BOAVENTURA; NARITA, 1974).
Silveira (1998) descreveu frentes de acreção representadas por cinco eventos progradacionais
(iniciados a cerca de 5.000 anos AP) que foram responsáveis pelo desenvolvimento deste cabo.
Neste trabalho algumas planícies lamosas intermarés foram visualizadas nas imagens de satélite
entre as desembocaduras dos rios Cunani e Amapá Grande.
4.1.6 Planícies de maré arenosas
Este termo foi utilizado por Silveira (1998) para descrever feições formadas exclusivamente
nas desembocaduras dos rios que desenvolvem seus estuários no sentido W-E da planície costeira.
46
Estas feições estão dispostas em pequenas faixas proeminentes localizadas próximas à
desembocadura do rio Calçoene (Figura 14).
Nittrouer et al. (1991) denominou estas planícies arenosas como zonas de acumulação
efêmera devido a sua remoção provocada por uma queda drástica no suprimento de sedimentos
durante a estação seca.
Figura 14 – Planície de maré arenosa no litoral de Goiabal, Calçoene.
4.1.7 Planícies de cheniers
Ao longo da costa do Amapá e Guiana desde a estabilização do nível do mar pós-glacial a
cerca de 6.000 anos AP, muitas fases deposicionais foram freqüentemente separadas pelo
desenvolvimento de cheniers durante interrupções nas fases erosivas (EISMA et al., 1991).
Estes cheniers possuem formas lineares quilométricas, com orientação NNW-SSE, NW-SE e
N-S, envergadas suavemente e com baixa elevação topográfica (MENDES, 1994).
Na planície costeira de Calçoene a ocorrência de cheniers foi observada ao longo de grande
parte da linha de costa, entre a foz do rio Calçoene até o cabo Cassiporé.
47
4.2 DESCRIÇÃO TEXTURAL E ESTRUTURAL DOS TESTEMUNHOS
Os sedimentos do testemunho Goiabal Várzea (GV) compõem um depósito homogêneo de
lama com material orgânico próximo ao topo (Figura 15).
Com o auxílio da Rock Color Chart (GODDARD et al. 1984) foi possível descrever quatro
setores distintos no testemunho. A cor laranja acinzentado com pequenas faixas cinza escuro grada
para cinza claro na região intermediária do testemunho tendendo a cinza escuro para marrom (lama
orgânica) na região do topo.
Figura 15 - Testemunho Goiabal Várzea e descrição textural, estrutural.
48
Ao longo do testemunho Goiabal Avicennia (GA) foram observados cinco setores compostos
predominantemente por lama com variações de cores: marrom escuro (lama orgânica) a cinza
escuro e claro próximo a base, gradando para marrom escuro a cinza claro em sua faixa
intermediária e amarelo escuro, com algumas manchas cinza claro no topo (Figura 16).
Figura 16 - Testemunho Goiabal Avicennia e descrição textural, estrutural.
49
Os sedimentos do testemunho Goiabal Praia (GP) são constituídos por areia e silte arenoso
com variações entre as cores marrom, marrom acinzentado e marrom amarelado, com variados
graus de matéria orgânica degradada proveniente de raízes e caules remanescentes desde a base até
o topo (Figura 17).
Figura 17 - Testemunho Goiabal Praia e descrição textural, estrutural.
50
Os sedimentos destes testemunhos estão descritos no quadro 1:
Goiabal Várzea
Profundidade do
testemunho (cm)
Descrição
0-40
Lama orgânica marrom com alguns
fragmentos de vegetais remanescentes.
40-70 Lama orgânica cinza escura.
70-90
Lama cinza clara com laminações milimétricas
cinza escuro e laranja acinzentado.
90-145
Lama laranja acinzentada, com laminações
centimétricas e milimétricas cinza escuro.
Goiabal Avicennia
0-40
Lama oxidada amarelo escuro com manchas
cinza claro e algumas faixas milimétricas de
areia fina.
40-90 Lama cinza claro.
90-105 Lama orgânica cinza escura.
105-125 Lama cinza claro.
125-165
Lama orgânica marrom escura, com alguns
pequenos fragmentos de vegetais
remanescentes.
Goiabal Praia
0-30 Areia marrom moderado.
30-50
Areia siltosa marrom fusco amarelado, com
alguns pequenos fragmentos de vegetais
remanescentes.
50-70
Silte arenoso marrom acinzentado, com sinais
de fitoturbação.
70-85 Areia marrom amarelado moderado.
85-95 Silte arenoso marrom acinzentado.
95-115
Areia marrom moderado com pequenas
manchas marrom escuro.
115-145 Areia marrom amarelado.
Quadro 01 - Descrição dos testemunhos Goiabal Várzea, Goiabal Avicennia e Goiabal Praia.
51
4.3 IDADES DE RADIOCARBONO E RAZÕES DE SEDIMENTAÇÃO
As idades calibradas de radiocarbono estão apresentadas na tabela 03. Considerando a não
interrupção sedimentar durante o acúmulo dos depósitos estudados, as razões de sedimentação
calculadas são de aproximadamente 0,3 mm/ano (GV), 1,3 mm/ano (GA) e 0,4 mm/ano (GP), que
são similares as razões de sedimentação publicadas por Behling et al. (2001; 2004) para a Ilha do
Marajó (0,3 - 1 mm/ano) e Bragança (0,8 – 1,2 mm/ano), Vedel et al. (2006) para Taperebal, oeste
de Bragança (0,3 – 1,3 mm/ano) e Cohen et al. (2005b) para Bragança (0,6 - 0,7 mm/ano).
As diferenças nas taxas de sedimentação entre os dois autores para a Península de Bragança
são atribuídas aos locais estudados, pois o primeiro estudo foi concentrado no limite inferior dos
manguezais enquanto que o segundo amostrou um grande número de testemunhos do setor mais
elevado dessa península.
Tabela 03
Idades de Radiocarbono (EAM) e a posição topográfica das amostras.
Amostra
Número da
Amostra
Profundidade
(cm)
Não
Calibrado
(anos B.P)
Calibrado
(anos B.P.)
Razão
13C/12C (‰)
Goiabal Várzea KIA28169 70 2140 ± 25 2100 ± 60 -29.11 ± 0.11
Goiabal Avicennia KIA28170 127 1070 ± 25 970 ± 35 -31.19 ± 0.20
Goiabal Praia KIA28171 137 3260 ± 70 3490 ± 140 -21.76 ± 0.21
4.4 DESCRIÇÕES DOS PERFIS POLÍNICOS
Baseado na análise palinológica dos testemunhos GV, GA e GP três perfis de pólen foram
estabelecidos (Figura 18, 19, 20). Algumas variações marcantes nas assembléias de polens
permitiram indicar zonas com diferentes tipos de paleovegetação.
4.4.1 Goiabal Várzea
A Zona GV-1 (145-65 cm: mais antiga que 2100 anos AP; 16 amostras) não apresentou
pólens nas amostras analisadas. Entretanto, na Zona GV-2 (65-60 cm: 1950-1800 anos AP; 2
amostras) ocorre uma unidade sedimentar com o predomínio das famílias comuns de campos
inundáveis como Poaceae (40-45%), Cyperaceae (5-20%) e da várzea como Euphorbiaceae (18%)
e Mauritia (2-15%).
Em seguida, na Zona GV-3 (60-40 cm: 1800-1200 anos AP; 3 amostras) a freqüência de
pólens diminui progressivamente, e revela uma zona estéril com fragmentos de carvão. A próxima
52
zona, GV-4 (40-30 cm: 1200-900 anos AP; 3 amostras), é representada por pólens das famílias
Poaceae (16-95%), Cyperaceae (2-16%), Asteraceae (0-25%), Arecaceae (0-20%) e Mimosa (0-
5%). Esta assembléia vegetal é típica do ambiente de campos inundáveis.
No topo do testemunho, a Zona GV-5 (30-0 cm: 900 anos AP - moderno; 6 amostras) é
dominada por pólens das famílias Euphorbiaceae (2-70%), Rubiaceae (2-60%), Fabaceae (2-25%),
Byrsonima (0-47%) e Mauritia (0-14%) que representam a atual vegetação de várzea. A
concentração de pólens do gênero Rhizophora e Avicennia representam cerca de 0,5% do total de
pólens encontrados no testemunho.
4.4.2 Goiabal Avicennia
O perfil polínico do testemunho GA indicou a predominância na Zona GA-1 (165-100 cm:
mais antiga que 760 anos AP; 14 amostras) de polens das famílias típicas de campos inundáveis
como Poaceae (25-97%), Cyperaceae (5-36%). No entanto, polens de manguezal do gênero
Avicennia (0-53%) e Rhizophora (0-25%) também foram encontrados. Em seguida, na Zona GA-2
(100-70 cm: 760-535 anos AP; 5 amostras) nenhum pólen foi encontrado.
A Zona GA-3 (70-40 cm: 535-305 anos AP; 6 amostras) revelou uma heterogeneidade nas
assembléias de vegetação. As famílias peculiares do ambiente de campos inundáveis como
Cyperaceae (6-40%), Poaceae (5-30%) e Asteraceae (2-5%) foram predominantes. Outras famílias
de hábito arbóreo e/ou arbustivo típicas de terra firme ou associadas como Rubiaceae (5-20%),
Fabaceae (0-30%), Euphorbiaceae (0-10%), e Anarcadiaceae apresentaram menores valores, assim
como o gênero de mangue Rhizophora (0-33%) e Avicennia (0-15%).
Na Zona GA-4 (40-10 cm: 305-76 anos AP; 7 amostras), as percentagens dos pólens de
campos inundáveis (48-70%) e terra firme são abundantes (15-35%), enquanto que os pólens de
mangue diminuem consideravelmente (2-15%). Todavia, os pólens de campos inundáveis e terra
firme diminuem progressivamente até a Zona GA-5 (10-0 cm: 76 anos AP - moderno; 2 amostras),
na qual é marcada por uma alta representatividade de polens de manguezal, principalmente do
gênero Avicennia (35-40%).
Os polens do gênero Rhizophora (5-10%) são representados por baixos valores. Esta última
zona é colonizada pela atual vegetação de manguezal (Bosque de Avicennia).
53
4.4.3 Goiabal Praia
Um dos fatores que auxiliam na preservação dos grãos de pólen está relacionado com as
características físicas do sedimento, como o tamanho da partícula (COLINVAUX, 1999). Então, os
pólens fixados em sedimentos lamosos apresentam maior grau de preservação (COHEN, 2003).
O testemunho GP é basicamente constituído por areia. Deste modo, a quantidade de polens
encontrados no testemunho não foi suficiente para uma análise estatística. Contudo, a análise dos
poucos pólens encontrados permitiu a distinção de três zonas de paleovegetação.
A Zona GP-1 (145-80 cm: 3500-2040 anos AP; 13 amostras) revelou um setor estéril e/ou
com poucos pólens. A próxima Zona, GP-2 (80-30 cm: 2040-765 anos AP; 11 amostras), é
representada por pólens das famílias Poaceae (2-65%), Avicennia (2-10 %) e Cyperaceae (1-5%).
Esta assembléia de polens indica que esses sedimentos foram depositados em um ambiente de
transição Campo Inundável/Mangue. Em seguida, na Zona GP-3 (30-0 cm: 765 anos AP -
moderno; 6 amostras) a freqüência de pólens diminui e novamente surge um setor estéril no
testemunho.
54
Figura 18 - Perfil polínico do testemunho Goiabal Várzea.
55
Figura 19 - Perfil polínico do testemunho Goiabal Avicennia.
56
Figura 20 - Perfil polínico do testemunho Goiabal Praia.
57
4.5 ESPECTROFOTOMETRIA
4.5.1 Espectrofotometria do testemunho GV
A análise espectral 3D do testemunho GV (Figura 21) revelou três zonas caracterizadas
por diferentes variações de reflectância. Os maiores valores de reflectância, que oscilaram
entre 6 e 16% em 730nm, foram obtidos entre 145 e 65 cm. Seguindo este mesmo
comprimento de onda, a reflectância diminui para 0.8 – 2% entre 65 e 45 cm. No intervalo
entre 45 e 0 cm os valores de reflectância aumentam para 5% (Tabela 04).
A análise integrada entre os valores de reflectância a 730 nm e o perfil polínico mostrou
que a reflectância seguiu as mudanças na paleovegetação. A zona estéril do testemunho exibiu
os maiores valores de reflectância (6-15%), contudo sedimentos com pólens das famílias
típicas de campos inundáveis apresentaram os valores mais baixos de reflectância (0.6-2%)
com uma tendência de aumento ao longo dos sedimentos com pólens de várzea (1.7-5%).
Estas zonas de paleovegetação apresentaram unidades sedimentares singulares. Portanto,
estas mudanças na reflectância são provavelmente relacionadas com características físicas
e/ou químicas do sedimento como a cor, umidade, tamanho do grão e/ou concentração de
matéria orgânica (JI et al., 2005; BALSAM et al., 1998; UJIIÉ, 2003). O intervalo estéril
(GV-1) apresenta uma lama laranja acinzentado e lama cinza claro que resultou em altos
valores de reflectância, enquanto que a lama cinza escuro (GV-2 e GV-3) exibiu os menores
valores de reflectância com uma tendência de aumento na reflectância nas superfícies onde
ocorre uma lama orgânica marrom (GV-4 e GV-5).
Os dados da análise espectral, obtidos após a adição dos reagentes, não revelaram
significativas alterações no perfil ou valores de reflectância ao longo do testemunho GV
(Tabela 04). Considerando o comprimento de 730 nm, as Diferenças de Reflectância – DR
apresentaram discretas oscilações entre -1% e 2%, ou seja, não demonstraram uma tendência
(Figura 22).
Tabela 04
Variação da reflectância (%) ao longo do testemunho Goiabal Várzea.
Sem reagentes Com reagentes
Comprimento de onda
Intervalos
730 nm 380 nm 730 nm 380 nm
0-45 cm
Máximo 5.1 1.48 4.47 1.03
Mínimo 1.7 0.33 1.69 0.25
45-65 cm
Máximo 2.1 1.82 2.51 1.75
Mínimo 0.86 0.76 0.63 0.28
65-145 cm
Máximo 15.9 6.75 12.31 6.35
Mínimo 6.1 1.23 3.99 1.13
58
Figura 21 - Gráfico 3D da reflectância espectral ao longo do testemunho Goiabal Várzea.
Figura 22 - Descrição textural integrada ao diagrama de pólens e reflectância a 730 nm do
testemunho Goiabal Várzea.
4.5.2 Espectrofotometria do testemunho GA
A reflectância oscilou consideravelmente ao longo do testemunho GA (Figura 23 e
Tabela 05). Um perfil com os valores mais baixos de reflectância entre 0.2 (480 nm) e 5%
(730 nm) foi identificado ao longo do intervalo entre 165 e 120 cm. Entretanto, o próximo
segmento (120 e 85 cm) apresentou um aumento nos valores entre 2.6 (380 nm) e 7.4% (730
59
nm). O topo do testemunho (85 e 0 cm) manteve esta tendência exibindo valores entre 1.3
(410 nm) e 10% (730 nm).
Após a adição dos reagentes, o gráfico de reflectância apresentou diferenças
significativas em comparação aos resultados sem a utilização dos reagentes. Porém, os setores
com assinaturas espectrais singulares permaneceram (Figura 24).
Provavelmente, essas diferenças foram provocadas pela reação de complexação da
molécula de tanino presente no sedimento. O gráfico com as DR permitiu constatar uma
transição entre setores marcados por uma pequena representatividade de pólens de mangue,
que resultou em uma baixa concentração de tanino nos sedimentos. Nesse setor, os valores de
reflectância com e sem os reagentes tendem a serem os mesmos. Resultado diferente ocorre
nos sedimentos com alta representatividade de pólens de mangue, onde as diferenças de
reflectância aumentam.
Tabela 05
Variação da reflectância (%) ao longo do testemunho Goiabal Avicennia.
Sem reagentes Com reagentes
Comprimento de onda
Intervalos
730 nm 380 nm 730 nm 380 nm
0-85 cm Máximo 9.9 4.69 10.82 4.49
Mínimo 4.63 1.36 1.25 0.4
85-120 cm
Máximo 7.43 4.29 4.68 5.16
Mínimo 3.91 2.61 0.82 1.74
170-120 cm
Máximo 5.17 2.37 4.68 2.69
Mínimo 0.41 0.33 0.19 0.14
Figura 23 - Gráfico 3D da reflectância espectral ao longo do testemunho Goiabal Avicennia.
60
Figura 24 - Descrição textural integrada ao diagrama de pólens e reflectância a 730 nm do
testemunho Goiabal Avicennia.
61
5 DISCUSSÕES
5.1 TANINO COMO INDICADOR DE PALEOMANGUEZAIS EM TESTEMUNHOS DE
SEDIMENTO
Aparentemente, há uma relação casual entre o paleomanguezal e DR/concentração de
tanino. Se esta relação é verdadeira, ela deve ser atribuída a grande concentração de tanino
disponível nos sedimentos de manguezal, uma vez que grande parte do carbono das folhas dos
manguezais está na forma de tanino (BENNER et al., 1990). O caráter refratário e o efeito do
tanino solúvel nos sedimentos de manguezal têm sido demonstrados em vários estudos (e.g.
ALONGI 1987, 1990; LEE, 1999).
5.1.1 O Comportamento Geoquímico do Ferro
Apesar da provável relação entre DR e a concentração de tanino ao longo do
testemunho GA, a presença natural de Fe ao longo dos testemunhos disponível para reagir
com o K
3
Fe(CN)
6
, deve também causar o aparecimento do “azul de Prussian” depois da
adição dos reagentes, que pode gerar conclusões incorretas sobre a concentração de tanino.
Geralmente, as águas intersticiais das superfícies arenosas são oxidantes, enquanto que
as águas intersticiais dos depósitos de manguezais são redutoras (MACHADO et al., 2005).
Então, a redução autigênica dos minerais sulfetados, como o FeS (amorfo e mackinawita),
greigita (Fe
3
S
4
) e pirita (FeS
2
), ocorre em sedimentos de terras úmidas (alagadiças). Por esta
razão, ocorre uma maior quantidade de enxofre e ferro retidos pelos sedimentos. Todavia, as
principais concentrações de Fe na fase sólida são mais baixas em sedimentos de manguezal do
que nas faces praiais. Assim, os processos geoquímicos, que ocorrem em sedimentos de
manguezal, induzem a dissolução de algumas formas do Fe (MARCHAND et al. 2006).
Portanto, as planícies salinas devem alterar as características redox do sedimento, assim
como ocorre nos bosques jovens de Avicennia da Guiana Francesa, onde nos 5 cm superiores
do substrato os valores de Eh foram próximos de 0 mV, e o Fe esteve presente na forma
solúvel, atingindo concentrações superiores a 1120 mol l
1
, enquanto que os processos
subóxidos e óxidos elevaram os valores de Eh para 300 mV na profundidade de 30 cm, o que
resultou em uma concentração de 180 mol l
1
de Fe na forma solúvel (MARCHAND et al.,
2004). Estas condições estão associadas com uma baixa concentração de matéria orgânica
(SCHOLANDER et al., 1955), provavelmente depositadas sob condições ambientais óxidas.
Estas mudanças na concentração de Fe são reflexos da redução dos oxihidróxidos de Fe pelas
bactérias, no qual é usado como aceptores de elétron nas reações de decomposição da matéria
orgânica.
62
Semelhantemente, no ambiente de várzea ocorre muitas variações nas condições redox,
que parcialmente controlam a solubilidade de minerais como os oxihidróxidos de Fe e Mn,
que são encontrados nos sedimentos do leito (VIERS et al., 2005).
Isto diretamente afeta as concentrações de Fe e Mn nos sedimentos de várzea. Como
resultado, o mesmo processo indiretamente altera as concentrações dos elementos traços que
devem ser absorvidos nas fases redox dos minerais (BALISTRIERI et al., 1992; TONKIN et
al., 2004). De qualquer modo, as medições espectrofotométricas do testemunho GV não
indicam a ocorrência de tanino (ou Fe).
As concentrações de tanino devem ser mais elevadas em sedimentos de manguezais do
que em sedimentos de várzea, uma vez que as concentrações de Fe na forma solúvel ao longo
dos testemunhos analisados não afetaram diretamente ou indiretamente as medições da
concentração de tanino baseada no método espectrofotométrico.
5.1.2 A Reflectância e os dados de pólen
Os diagramas de pólen do testemunho Goiabal Várzea revelaram uma evolução na
sucessão da vegetação, partindo de um provável período de estiagem para um campo
herbáceo e concluindo em um ambiente de várzea. Os valores de reflectância para este
testemunho não apresentaram significativas diferenças com e sem a aplicação de reagentes
para a complexação com o tanino. Provavelmente, isso é devido à ausência de manguezal
durante a evolução da área em estudo. Entretanto, os dados de reflectância apresentaram
claras mudanças de valores ao longo das três zonas vegetais identificadas pela palinologia.
Essas diferenças devem estar relacionadas às características físicas e químicas do
sedimento tais como a cor, umidade, granulometria e conteúdo de matéria orgânica. Portanto,
dependendo do tipo de vegetação predominante na região no momento da deposição dos
sedimentos amostrados na área do Goiabal Várzea, pelo menos uma dessas quatro variáveis
sofreu mudança ao longo do testemunho.
O testemunho Goiabal Avicennia apresentou também uma forte relação entre a
paleovegetação e o nível de reflectância apresentado pelos sedimentos. Entretanto, diferente
do testemunho Goiabal Várzea, os sedimentos do Goiabal Avicennia apresentaram
significativas diferenças nos valores de reflectância antes e depois da aplicação dos reagentes.
As maiores diferenças foram encontradas nos intervalos onde a presença de pólens de
manguezal é mais expressiva. Isso pode ser atribuído ao elevado nível de tanino na vegetação
de manguezal que reage com os complexantes adicionados aos sedimentos, assim, produzindo
uma modificação na cor do sedimento que é proporcional à concentração de tanino nas
63
amostras de sedimento. Desta forma, resultando em alterações nas características espectrais
do sedimento. Então, este método espectrofotométrico com o apoio de dados de pólen deve
ser considerado como uma ferramenta complementar para a identificação de
paleomanguezais.
5.2 DESENVOLVIMENTO E DINÂMICA DOS AMBIENTES GEOBOTÂNICOS
COSTEIROS DE CALÇOENE
A combinação das seqüências sedimentares, valores de reflectância e diagrama de
pólens obtidos da planície costeira de Calçoene forneceram informações sobre as mudanças
na vegetação dessa região.
Os dados de pólens das zonas costeiras podem ser úteis na identificação das
paleosalinidades de águas estuarinas, visto que as assembléias de polens, por exemplo, do
litoral do Pará (BEHLING et al., 2001; COHEN et al., 2005a), seguem padrões bem
conhecidos, onde a salinidade exclui da competição ecológica, espécies não adaptadas às altas
salinidades (SNEDAKER, 1978), conduzindo a padrões característicos de zonação de
espécies (BALTZER, 1970) e tipos previstos de estrutura de comunidades (MENEZES et al.,
2003), onde os manguezais são mais tolerantes a salinidade do substrato que as florestas de
várzea (GONÇALVES-ALVIM et al., 2001). A salinidade do substrato é basicamente
controlada pela freqüência de inundação (COHEN; LARA, 2003), posição ao longo do
gradiente estuarino (LARA; COHEN, 2006) e o volume da descarga dos rios, a qual depende
do regime pluviométrico (MÖRNER, 1996; COHEN et al., 2005a).
As florestas ombrófilas ocorrem na região Amazônica por causa da abundante
precipitação. Entretanto, aproximadamente 40-50% da precipitação anual é perdida através do
escoamento (SALATI, 1986; COSTA; FOLEY, 1999), que contribui para o fluxo das águas
fluviais. Por esta razão, os pulsos de inundação regulares de longo período anual (JUNK,
1989) são os fatores desencadeadores dominantes dos processos ecológicos nas grandes
planícies de inundação dos rios tropicais como o Amazonas (IRION et al., 1997). Este pulso
de inundação, que existe na Bacia Amazônica desde o Terciário (JUNK, op. cit.), induz a uma
sazonalidade distinta no ciclo anual e secular entre as fases aquática e terrestre da vegetação.
Então, a alternância entre períodos secos e úmidos tem impactos significativos na
vegetação do litoral, uma vez que modificam o gradiente da salinidade dos substratos, e a
umidade dos sedimentos (COHEN et al., 2005a).
Baseados nesses critérios foram propostas quatro fases de desenvolvimento da cobertura
vegetal da planície costeira de Calçoene (Figura 25):
64
Fase 1
O perfil longitudinal da planície não revelou indícios da presença de vegetação há 2100
anos AP (Zonas GV-1 e GP-1). Os sedimentos arenosos cobriam as porções topograficamente
mais elevadas da região e os cordões externos, enquanto que os depósitos de lama ocupavam
as depressões costeiras. Provavelmente, tratava-se de uma planície de inundação de maré
desprovida de vegetação.
Fase 2
Os dados indicam o desenvolvimento de uma vegetação herbácea no “Goiabal Praia” a
partir de 2000 anos AP. Os sedimentos finos com pólens de ervas foram acumulados sobre o
cordão arenoso externo da planície.
De 1900 anos até 1200 anos AP, os sedimentos lamosos preencheram progressivamente
o estuário e canais de maré. No “Goiabal Praia” uma vegetação de manguezal se desenvolveu,
e os campos inundáveis foram deslocados para os setores mais elevados.
Ao final deste período, uma lama orgânica marrom foi acumulada juntamente com o
surgimento dos campos inundáveis no “Goiabal Avicennia” e no “Goiabal Várzea”. Os sinais
da vegetação de mangue e de várzea ainda são incipientes nesses dois setores.
No “Goiabal Praia”, entre 1100 e 800 anos AP, foi observada uma granocrescência
ascendente, provavelmente originada pelo aumento contínuo na intensidade e freqüência de
inundação da maré, que ocasionou o soterramento do manguezal existente na área, enquanto
que o “Goiabal Avicennia” e “Goiabal Várzea” apresentaram ambientes de transição campos
inundáveis/manguezal e campos inundáveis/várzea respectivamente (Zona GA-1 e GV-4).
Fase 3
A interrupção no desenvolvimento de manguezal na zona GA-2 e o seu
desaparecimento no GP-3, entre 765 e 535 anos AP, indicam que durante este intervalo de
tempo ocorreram condições desfavoráveis para o desenvolvimento de manguezal nesses
setores. A área de estudo pode ter experimentado uma baixa freqüência de inundação da maré.
Por outro lado, no Goiabal Várzea, a várzea expandiu. Isto sugere que o regime
pluviométrico durante este intervalo de tempo pode ter, pelo menos, se estabilizado em um
nível que permitisse o desenvolvimento dessa vegetação mais adaptada à inundação de “água
doce”.
65
Figura 25: Desenvolvimento holocênico dos ambientes geobotânicos da planície costeira de Calçoene.
66
Assim, diante do desaparecimento da vegetação de manguezal, que é mais adaptada às
águas salobras e salinas do que a vegetação de várzea, provavelmente, a região de estudo
experimentou uma diminuição na influência das águas marinhas através de um aumento na
descarga de água doce dos rios da região e/ou uma diminuição no nível eustático do mar.
Fase 4
Por volta de 500 anos AP, as condições favoreceram a evolução do manguezal no setor
“Goiabal Avicennia”, assim como a ampliação da várzea no setor “Goiabal Várzea”.
Naturalmente, isto sugere condições favoráveis para o pleno desenvolvimento tanto da
vegetação de várzea quanto de manguezal nos setores estudados. Provavelmente, tais
condições ambientais estão associadas ao regime de precipitação e freqüência de inundação
da maré salina. Entretanto, no “Goiabal Avicennia”, entre 300-80 anos AP ocorreu uma
retração dos manguezais e um aumento nos campos inundáveis que pode estar novamente
relacionado a um aumento da influência fluvial na área.
A correlação entre os atuais padrões de distribuição espacial das unidades geobotânicas
e a paleovegetação, indica que os manguezais e as florestas de várzea estão migrando sobre os
campos inundáveis situados nas áreas topograficamente mais elevadas da planície costeira de
Calçoene. No “Goiabal Praia”, a presença de depósitos de lama do manguezal em processo de
erosão pode evidenciar a tendência atual de aumento na intensidade e freqüência da inundação
da maré (Figura 26).
Figura 26: Depósitos lamosos antigos e recentes de manguezal sob processos erosivos na
planície arenosa de Goiabal.
67
5.3 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO HOLOCENO E O NÍVEL RELATIVO DO MAR
Rull et al. (1999) em trabalhos realizados na Venezuela e Suriname, propuseram duas
curvas de nível de mar nas quais descrevem uma tendência de elevação no nível relativo do
mar (NRM) durante o Holoceno. Para o sul e nordeste do Brasil, Suguio et al. (1985)
sugeriram um NRM mais baixo que o atual entre 3000 e 2600 anos AP. Por outro lado,
Angulo e Lessa (1997) e Angulo et al. (1999) discordaram deste NRM baixo. Bezerra et al.
(2003) sugeriram que, entre 4200 e 2100 anos AP, o nível de mar esteve mais baixo no Rio
Grande do Norte, enquanto que Tomazelli (1990) propôs uma elevação do NRM durante os
últimos 1000 anos no Rio Grande do Sul.
As flutuações no nível do mar no Atlântico foram provavelmente os principais fatores
de mudanças paleoambientais na Bacia Amazônica durante o Holoceno. Os altos níveis da
água na Bacia Amazônica devem ser parcialmente relacionados com mudanças climáticas,
que resultaram em altos regimes pluviométricos anuais (BEHLING, 2002).
Geralmente, a primeira ocorrência de polens de mangue em depósitos de sedimento
reflete uma elevação no nível do mar no Holoceno. Os manguezais da costa norte do Brasil
desenvolveram-se próximo ao Lago do Aquiri a 7330 anos AP (BEHLING; COSTA, 1997).
Próximo à lagoa de Curuçá entre 7250 e 5600 anos AP (BEHLING, 2001), e do lago Crispim
entre 7550 e 6620 anos (BEHLING; COSTA, 2001). Na península de Bragança, depois da
elevação pós-glacial no nível do mar, provavelmente, o NRM estabilizou-se há pelo menos
5100 anos AP próximo aos níveis atuais (COHEN, 2003). Na ilha do Marajó, a estabilização
da vegetação de manguezal ocorreu por volta de 2800 anos AP (BEHLING et al., 2004). Os
dados palinológicos da península de Bragança sugerem que entre 5100 e 1000 anos AP, o
NRM na linha de costa desta região oscilou entre 0.6 acima e 1 m abaixo do nível do mar
atual (COHEN et al., 2005a). As mudanças na vegetação do Taperebal, próximo a Bragança,
refletem um NRM alto desde 6500 anos AP (VEDEL et al, 2006).
A análise de pólens dos testemunhos de sedimento da planície costeira de Calçoene
revela uma alta representatividade de manguezal entre 2000-800 anos AP, 500-300 anos AP e
80 anos AP até o presente, que indica a presença de marés salinas na região nesses intervalos
de tempo. Entretanto, entre 765-535 anos AP e 300-80 anos BP, a ausência ou tenuidade dos
pólens de manguezal no setor Goiabal Avicennia e o aumento dos pólens de várzea no
Goiabal Várzea, indicam uma menor influência das marés salinas na região. Essa diminuição
na salinidade das marés pode ser explicada através de um aumento no volume da descarga
hídrica fluvial ou um recuo nas águas salinas por meio de uma diminuição no nível eustático
do mar.
68
De acordo com Cohen et al. (2005b), os dados de pólen da península de Bragança
permitiram também a identificação de dois períodos com forte influência marinha,
provavelmente através de um gradual aumento no NRM entre 1400 e 1000 anos AP, além de
dois períodos caracterizados por baixa freqüência de inundação da maré entre 820 e 490 anos
AP e 390 e 100 anos BP. A baixa preservação de polens no setor “Campo Salgado” na
península de Bragança entre 690 e 460 anos AP, indica que os depósitos de manguezais foram
expostos às baixas freqüências de inundação da maré (BEHLING et al., 2001). A freqüência
de inundação deve ter sido menor, em resposta ao nível de mar mais baixo. Na porção leste da
ilha do Marajó, a maior elevação no nível do mar, provavelmente, foi alcançada durante os
últimos 250 anos (BEHLING et al., 2004).
Entre 800 e 500 anos AP, um evento seco foi identificado na Venezuela (IRIONDO,
1999) e na Argentina (CIOCCALE, 1999). As mudanças no regime pluviométrico implicam
em fortes alterações no escoamento e descarga dos rios (MÖRNER, 1999). Considerando o
rio amazonas, 80% dos seus sedimentos têm origem nos Andes (GIBBS, 1977). Para Seyler e
Boaventura (2001), do total de sedimentos transportados pelo rio Amazonas, 97% provém das
drenagens dos Andes, sendo 62% pelo rio Solimões (Andes Peruanos) e 35% pelo rio Madeira
(Andes bolivianos). A configuração da planície costeira do Amapá é controlada pela dispersão
de águas e sedimentos do rio Amazonas (NITTROUER et al. 1991; ALLISON, 1996) com
deposição e consolidação de lama no baixo Amazonas durante uma elevação no NRM entre o
Pleistoceno superior e o Holoceno médio (VITAL, STATTEGGER, 2000)
Durante o Holoceno superior, a sedimentação e a formação de estratos na Plataforma do
Amazonas estiveram ligadas aos processos fluviais, oceanográficos e meteorológicos que
afetaram o suprimento, deposição e erosão dos sedimentos. A linha de costa do estado do
Amapá serviu como o maior depocentro das lamas do Amazonas durante as fases erosivas da
Plataforma. Por outro lado, a morfologia do sistema de dispersão Amazônico (posição da foz
do rio) e a hidrodinâmica da região não mudaram significantemente entre os dois períodos
deposicionais (1800-700 anos AP e 100 anos AP até o presente) na plataforma.
(SOMMERFIELD et al., 1995).
Dados dos Andes Colombianos indicam períodos úmidos durante 0-200, 400-600 anos
AP, e acima dos 800 anos AP (VAN DER HAMMEN, 1986), que podem estar relacionados
com o aumento na descarga do rio Amazonas (VITAL; STATTEGGER, op. cit.), as fases
deposicionais na plataforma do Amazonas, assim como, as fases erosivas na costa do Amapá,
na qual está atualmente condicionada a processos erosivos (ALLISON et al., 1995; 2000).
69
6 CONCLUSÕES
O método espectrofotométrico testado neste trabalho se revelou como uma útil
ferramenta na identificação de paleomanguezais. Portanto, a integração das análises
espectrofotométricas, de pólens e sedimentos, além das datações por radiocarbono -
EAM permitiu a identificação de mudanças na vegetação durante os últimos 2100 anos
no litoral de Calçoene, Amapá. Este estudo sugere a existência de três períodos com
maior influência marinha entre 2000-800 anos AP, 500-300 anos AP e 80 anos AP até o
presente. Assim como, dois períodos com maior influência fluvial durante o intervalo de
800-500 anos AP e 300-80 anos AP.
A análise dos atuais padrões de distribuição espacial das unidades geobotânicas e
a paleovegetação, indica que os manguezais e as florestas de várzea estão migrando
sobre os campos inundáveis situados nas áreas topograficamente mais elevadas da
planície costeira de Calçoene, que pode estar relacionado a um aumento atual no nível
relativo do mar no setor estudado.
70
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6
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18
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2
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Minerva
Nazaré
Maye
Nota: Mapa de Cobertura Vegetal baseado em análise de imagens Landsat/ETM+ do ano de 2000.
Responsável Técnico: Oceanográfo José Tasso Felix Guimarães.
COBERTURA VEGETAL DA PLANÍCIE COSTEIRA DE CALÇOENE, AMAPÁ
Região Norte
Oiapoque
Amapá
Cutias
Macapá
Magazão
AMAPARI
Serra do
Navio
Laranjal
do
Jari
Vitória do
Jari
CONVENÇÕES CARTOGRÁFICAS
ABRANGÊNCIA DA PLANÍCIE COSTEIRA
RODOVIAS
RIOS PRINCIPAIS
LOCALIDADES
COLETA DE TESTEMUNHO SEDIMENTAR
GOIABAL PRAIA
GOIABAL AVICENNIA
GOIABAL VÁRZEA
UNIDADES GEOBOTÂNICAS
MANGUEZAL
CAMPOS INUNDÁVEIS
VÁRZEA
FEIÇÕES MORFOLÓGICAS
PLANÍCIE ARENOSA
PLANÍCIE LAMOSA ACRECIONÁRIA
Escala: 1:250.000
Projeção: Lat/Long
Datum: WGS/84
TERRA FIRME
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Calçoene
Pracuúba
Tartarugalzinho
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E
ANEXO A
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