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INSTITUTO DE QUÍMICA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS – GEOQUÍMICA MILENA SOUZA KURY RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA- CERRADO EM SINOP (MT) NITERÓI 2018

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INSTITUTO DE QUÍMICA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS – GEOQUÍMICA

MILENA SOUZA KURY

RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA-

CERRADO EM SINOP (MT)

NITERÓI

2018

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MILENA SOUZA KURY

RECONSTITUIÇÃO PALEOCLIMÁTICA DE ZONA DE TRANSIÇÃO FLORESTA-

CERRADO EM SINOP (MT)

Dissertação apresentada ao Curso de Pós-

Graduação em Geociências da Universidade

Federal Fluminense, como requisito parcial

para a obtenção do Grau de Mestre. Área

de Concentração: Geoquímica Ambiental.

ORIENTADORA: DRª. LUCIANE SILVA MOREIRA

CO-ORIENTADOR: DR. ABDELFETAH SIFEDINNE

NITERÓI

2018

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Ficha catalográfica automática - SDC/BGQ

Bibliotecária responsável: Catia Vasconcellos Marques - CRB7/5116

K95r Kury, Milena Souza Reconstituição paleoclimática de zona de transiçãofloresta-Cerrado em Sinop (MT) / Milena Souza Kury ; LucianeSilva Moreira, orientadora ; Abdelfetah Sifedinne,coorientador. Niterói, 2018. 120 f. : il.

Dissertação (mestrado)-Universidade Federal Fluminense,Niterói, 2018.

DOI: http://dx.doi.org/10.22409/PPG-Geo.2018.m.00875861342

1. Paleoclima. 2. Geoquímica orgânica. 3. Limnologia. 4.Produção intelectual. I. Título II. Moreira,Luciane Silva,orientadora. III. Sifedinne, Abdelfetah, coorientador. IV.Universidade Federal Fluminense. Instituto de Química.

CDD -

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Aos meus pais

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AGRADECIMENTOS

Gostaria primeiramente de agradecer à minha orientadora, prof. Luciane, pelapaciência, atenção e amizade. Sua orientação foi essencial para meu crescimento eamadurecimento como pesquisadora. Muito obrigada!Agradeço também aos meus coorientadores: o oficial, prof. Abdel, e o extra-oficial,prof. Renato. Obrigada pela dedicação, ensinamentos e também pelos momentos dedescontração. Ao CNPq, ao Institut de Recherche pour le Développement e à FAPERJ pelaoportunidade de financiamento da pesquisa e manutenção de bolsa de estudo.Aos professores da pré-banca, Nicolás, Renato, Abdel e Anna Paula Soares portodas as discussões e incentivos para sempre melhorar. Aos professores da banca, Nicolás, Renato, Anna Paula Soares, Eduardo e L.Pessenda, por terem aceitado o convite e disponibilizado seu tempo. Ao prof. Eduardo, por ter me incentivado a fazer a pós em Geoquímica da UFF.Aos companheiros de laboratório, por tornarem meus dias mais leves e eficientes.Especialmente ao Leandro, por sempre conseguir consertar as piores situações, àCaroline, Cláudia, Camila Areias, Júlia e Libério, pela amizade. A todos os ICs,estagiários e técnicos, que me ajudaram sempre que necessário.Aos colegas e amigos de curso, especialmente Camila Leão, Cláudia, Caio, Miriam eHelder, por todos os momentos que passamos juntos, na felicidade e no desespero. A todos os amigos de outros laboratórios que me ajudaram quando eu precisei,especialmente à Camila Rodrigues e Thiago Andrade.A todos os professores do Programa de Pós-Graduação em Geoquímica, peloaprendizado e disponibilidade. A todos os funcionários da Geoquímica, pela boa vontade e eficiência.Aos amigos fora da pós, que, perto ou longe, sempre me deram apoio incondicionale essencial.Aos meus pais, pela inspiração de me dedicar à ciência e por sempre meincentivarem.À minha família, pelo amor.Ao Enzo, pelas ótimas discussões sobre ENSO e por todo o companheirismo eamor.Obrigada!

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RESUMO

As respostas dos ambientes tropicais às variações climáticas passadas ainda nãosão bem entendidas, devido à limitação de registros paleoclimáticos. A distribuição eextensão de regiões de transição entre Floresta Amazônica e Cerrado, local ondeestá inserido o Lago Barro Preto do município de Sinop, estão possivelmenterelacionadas com oscilações paleoclimáticas da região tropical. Com o objetivo dereconstruir as variações paleoclimáticas desta região marcadores geoquímicos (asaber: δ13C, δ15N e C/N) que discutam a origem da matéria orgânica sedimentar e osprocessos deposicionais predominantes no paleoambiente foram estudados duranteo Holoceno Superior (últimos 3.100 anos) a fim de caracterizar a área de transiçãoamostrada, contribuindo para complementar o mosaico de registros paleoclimáticosda Amazônia. Para a caracterização da ocorrência de paleoincêndios, foi feita acontabilização e caracterização de micropartículas de carvão. Os resultadosmostram cinco fases de sedimentação: A fase V (3.100 a 2.245 anos cal AP.)caracteriza a transição de um Holoceno Médio mais seco, com influência de plantasC4 e baixa produtividade lacustre atestada por baixas concentrações de COT (médiade 1,56 %) e de pigmentos sedimentares (média de 1 SPDU), para um HolocenoSuperior mais úmido. De 2.245 a 1.600 anos cal AP. (fase IV) houve uma maiorinfluência fitoplanctônica na matéria orgânica sedimentar com consequente maiorprodutividade lacustre indicado pela elevação dos valores de COT (média de 2,49%) e de pigmentos sedimentares (média de 3,95 SPDU), representando o aumentoda umidade. O aumento progressivo das condições mais úmidas foi interrompido poruma fase mais seca (Fase III entre 1.600 a 1.300 anos cal AP.) onde observa-se aredução dos valores médios de pigmentos sedimentares (3,63 SPDU) e de COT(2,92 %), acompanhados por um aumento dos valores de δ13C sugerindo umaumento da influência de plantas C4 durante este período. Estas condições,acompanhadas por um evento abrupto de sedimentação, podem ser resultado deuma maior ocorrência de eventos ENSO, como verificado em outros registrosamazônicos. O retorno das condições mais úmidas é evidente ao longo dos últimos1.300 anos cal AP. (fases II e I), onde os valores de COT atingem valor médio de4,81 % e pigmentos sedimentares (6,31 SPDU), acompanhados por um C/N típicode matéria orgânica fitoplanctônica (11,48). O aumento de micropartículas de carvãona fase II, apesar de evidências da ocorrência de um clima mais úmido, indica umacrescente influência antrópica regional na paisagem.

Palavras-chave: Paleoincêndios. Variabilidade climática amazônica. Transição floresta/cerrado

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ABSTRACT

The responses of tropical environments to past climate variations are not yet wellunderstood, due to the limitation of palaeoclimatic records. The distribution andextension of transitional biomes between the Amazon Forest and Savanna, in whichthe city of Sinop and the Barro Preto lake are located, are possibly related topalaeoclimatic oscillations in the tropical region. For the purpose of reconstructingpaleoclimatic variations of this region, geochemical proxies present in the organicmatter of the lake (δ13C, δ15N e C/N) that discuss the main origin of the sedimentaryorganic matter and depositional processes of the palaeoenvironment were analysedfor a time-scale that covers part of the late Holocene (3.100 years CAL BP.) in orderto characterize the transitional area sampled, complementing the mosaic ofpalaeoclimate records from the Amazon basin. The occurence of palaeofires wasstudied through the accounting and characterization of microparticles of coal. Theresults show five main sedimentation phases: the phase from 3.100 to 2.245 yearsCAL BP. (phase V) characterizes the transition of an arid mid-Holocene, with higherinfluence of C4 plants and lower lacustrine productivity attested by lowconcentrations of TOC (average of 1.56%) and sedimentary pigments (mean of 1SPDU), to a moister late Holocene. From 2.245 to 1.600 years CAL BP. (phase IV)the sedimentary organic matter receives a greater phytoplankton influence and showa higher lacustrine productivity, as indicated by the increase in TOC (mean of 2.49%)and sediment pigment (mean of 3.95 SPDU), representing an increase of moisture.During the third phase (1,600 to 1,300 years CAL BP), drier climatic conditions wereobserved, with decreases in pigment value (mean of 3.63 SPDU) and in theincrescing TOC (mean of 2, 92%) and δ13C trends (mean of -30.42 ‰), suggestingthe influence of C4 vegetation. These conditions, accompanied by an abruptsedimentation event, may be the result of an ENSO intensification. The return ofwetter conditions is evident over the last 1,300 years CAL BP. (phases II and I),where the TOC values reach 4.81% and sedimentary pigments (6.31 SPDU),accompanied by a C / N typical of phytoplanktonic organic matter (11,48). Theincrease of micro charcoal particles during phase II, despite evidences of increasinghumidity, indicates a regional anthropogenic influence in the landscape.

Key-words: Palaeofires. Amazon climate variability. Forest/savanna boundary.

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1. Localização da Bacia Amazônica na América do Sul. Linha em vermelho

mostra os limites da bacia. Dados retirados de SO-HYBAM. Adaptado de:

http://www.ore-hybam.org/index.php/eng/Data/Cartography/Amazon-basin-

hydrography.................................................................................................................17

Figura 2. Estudos paleoclimáticos em diversas regiões da Amazônia durante o

Holoceno. As linhas laranjas representam períodos secos enquanto as linhas azuis

representam períodos úmidos. 1) Absy et al. (1991); 2) Cordeiro (1997); 3) Fontes et

al. (2017); 4) Sifeddine et al. (1994); 5) Cheng et al. (2013) 6) Novello et al. (2016);

7) Moreira et al. (2013); 8) Mourguiart et al. (1997); 9) Bush et al. (2007); 10) Mayle

et al. (2000); 11) Lombardo et al., (2018); 12) Vidotto et al. (2007); 13) Bird et al.

(2011); 14) Behling; Hooghiemstra (1998); 15) Behling et al., (2001)........................26

Figura 3. Mecanismos de retroalimentação de incêndios. Adaptado de Nepstad et al.

(1995, 2001)................................................................................................................28

Figura 4. Gráfico relacionando os isótopos de nitrogênio e carbono e a razão C/N

com a origem da MOS. Fonte: GORITZ, (2008).........................................................33

Figura 5. Produção e distribuição do radioisótopo 14C. Fonte: GORITZ, (2008)......35

Figura 6. Diagrama de Hjülstrom, relacionando tamanho de partícula e velocidade de

fluxo. Grãos maiores, como seixos (>100mm) só serão transportados em ambientes

com correntes fortes (>100 cm/s). Fonte: Earle (2014).............................................37

Figura 7. Localização do município de Sinop e do lago Barro Preto. O ponto

vermelho no lago indica o local de coleta do testemunho BP1502............................38

Figura 8. Processo de isolamento do meandro e consequente formação de um lado

de ferradura. Adaptado de: Esteves (1998). ..............................................................39

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Figura 9. Climatologia do acumulado anual de precipitação. Ponto roxo indica o lago

estudado. Base de dados utilizada: CHIRPS..............................................................41

Figura 10. Climograma do município de Sinop, MT, onde está localizado o Lago

Barro Preto. Fonte: https://pt.climate-data.org/location/4077/....................................42

Figura 11. Representação das características geológicas da área de estudo.

Adaptado de: Bahia et al.. (2018)................................................................................43

Figura 12. Representação das características pedológicas da área de estudo.

Adaptado de: Embrapa (2006)....................................................................................44

Figura 13. Representação dos biomas presentes na área de estudo e suas

interações. Adaptado de: IBGE (2004).......................................................................46

Figura 14. Localização do Lago Barro Preto, no município de Sinop (MT), e perfil

sedimentar BP1502.....................................................................................................48

Figura 15. Gráfico espectral de absorbância de clorofila, evidenciando o cálculo feito

para a correção de background. Fonte: Cordeiro (1995)............................................51

Figura 16. Chave para a identificação de elementos microscópicos. 1. Diatomáceas;

2. Partículas de carvão; 3.Espícula; 4. Lignocelulose opaca; 5. Lignocelulose

transparente; 6.a. Matéria orgânica acinzentada, b. matéria orgânica opaca, c.

matéria orgânica avermelhada; 7. Quartzos...............................................................56

Figura 17. Descrição das unidades estratigráficas do testemunho BP1502 com base

na tabela de Munsell...................................................................................................59

Figura 18. Geocronologia do testemunho BP1502. A linha pontilhada vermelha

representa a taxa de sedimentação do perfil, enquanto as pontilhadas cinzas

representam valores de idades máxima e mínima, enquanto a linha preta representa

a melhor idade estimada. Os pontos verdes são as amostras datadas, com seus

respectivos erros.........................................................................................................61

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Figura 19. Valores de teor de água e densidade aparente do perfil BP1502 contra

sua profundidade, apresentando suas fases demarcadas e as datações realizadas.

.....................................................................................................................................62

Figura 20. Contribuição relativa das frações granulométricas ao longo do perfil

BP1502........................................................................................................................64

Figura 21. Parâmetros orgânicos por profundidade e com os pontos datados. Fases

indicadas pela coluna a direita....................................................................................67

Figura 22. Histograma cumulativo de frequência de contagem para a análise de

elementos microscópicos do testemunho BP1502. Onde: matéria orgânica opaca

(MO-O), matéria orgânica avermelhada (MO-A), matéria orgânica acinzentada (MO-

Ac), lignocelulose transparente (LC-T), lignocelulose opaca (LC-O), quartzos (Q),

diatomáceas (D), espículas (E) e carvões (C)............................................................70

Figura 23. Tamanho médio das partículas de carvão, fluxo de carvão e número de

partículas de carvão ao longo da profundidade para o testemunho BP1502. Fases e

datações também estão expressas em colunas consecutivas à direita.....................73

Figura 24. Diagrama de origem da matéria orgânica baseada na razão C/N e δ13C.

Valores limites adaptados de Moreira (2012)..............................................................78

Figura 25. Diagrama de origem e processos da matéria orgânica baseada nos

isótopos δ15N e δ13C.................................................................................................79

Figura 26. Insolação para o verão do Hemisfério Sul na área de estudo (10°S, em

laranja; BERGER; LOUTRE, 1991) relacionada com variações de Carbono Orgânico

Total do testemunho BP1502, marcador de nível do lago e valor de δ18O de

testemunho de gelo do projeto NGRIP (MOBERG et al., 2005). Os períodos de

ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul e

amarelo........................................................................................................................95

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Figura 27. Comparação entre o COT do Lago Barro Preto, média móvel de TSM do

Atlântico Norte (MOBERG et al., 2005), porcentagem de areia do lago El Junco

(CONROY et al., 2008) e TSM do Indo-Pacífico (OPPO et al., 2009). Os períodos de

ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul e

amarelo. A área cinza representa o período de maior frequência de El Niños

encontrado no lago El Junco.......................................................................................96

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LISTA DE TABELAS

Tabela 1. Amostras datadas com suas respectivas referências de laboratório e

idades calibradas.........................................................................................................52

Tabela 2. Resumo das análises realizadas no testemunho BP1502..........................57

Tabela 3. Descrição da estratigrafia do testemunho BP1502.....................................58

Tabela 4. Determinação de fases do testemunho BP1502.........................................59

Tabela 5. Amostras datadas e calibradas para anos cal AP.......................................60

Tabela 6. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetros

densidade e teor de água do testemunho BP1502.....................................................63

Tabela 7. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para a granulometria do

testemunho BP1502....................................................................................................65

Tabela 8. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetros orgânicos

.....................................................................................................................................66

Tabela 9. Valores de máximo, média e mínimo para a análise de pigmentos

sedimentares...............................................................................................................69

Tabela 10. Valores médios, máximos e mínimos das análises de partículas

carbonizadas do testemunho BP1502........................................................................72

Tabela 11. Correlação de Spearman para as variáveis do testemunho BP1502.

Marcadas em vermelho temos as correlações negativas significativas para 99% de

confiança, em verde, as positivas...............................................................................77

Tabela 12. Resumo das variações paleoclimáticas do lago Barro Preto a partir de

análises do testemunho BP1502.................................................................................85

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LISTA DE ABREVIATURAS

AAO – Oscilação antártica

AP – Antes do presente (sendo o presente o ano de 1950)

AR – Relatório de avaliação

ASA – Alta sul-americana

AT – Atlântico tropical

Cal – Calibrados

COT – Carbono orgânico total

CWP – Período quente atual

EMBRAPA – Empresa brasileira de pesquisa agropecuária

ENSO – El Niño oscilação sul

HN – Hemisfério norte

HS – Hemisfério sul

IBAMA – Instituto brasileiro do Meio Ambiente e recursos naturais renováveis

IPCC – Painel intergovernamental de mudanças climáticas

LIA – Pequena idade do gelo

MCA – Anomalia climática medieval

MO – Matéria orgânica

MT – Mato Grosso

NAO – Oscilação do Atlântico Norte

PCA – Análise dos componentes principais

PT – Pacífico tropical

SACZ – Zona de convergência do Atlântico Sul

SAMS – Sistema de monções sul-americano

SPDU – Unidades de derivados de pigmentos sedimentares

UMG – Último máximo glacial

ZCIT – Zona de convergência intertropical

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SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO.........................................................................................................112 HIPÓTESE...............................................................................................................133 JUSTIFICATIVA.......................................................................................................144 OBJETIVOS.............................................................................................................154.1 Objetivo Geral......................................................................................................154.2 Objetivos Específicos.........................................................................................155 BASE TEÓRICA......................................................................................................165.2 Amazônia E Seu Contexto Ambiental...............................................................165.2.1 SISTEMAS CLIMÁTICOS INFLUENTES...........................................................165.2.2 BALANÇO DO CARBONO ................................................................................185.1 MUDANÇAS PALEOCLIMÁTICAS......................................................................215.1.1 A AMAZÔNIA DURANTE O HOLOCENO..........................................................215.1.1.1 Holoceno Médio..............................................................................................215.1.1.2 Holoceno Superior...........................................................................................235.3 Indicadores Orgânicos Aplicados A Estudos Paleoambientais.....................265.3.1 CARVÃO COMO INDICADOR DE PALEOINCÊNDIOS....................................265.3.1 SUSCEPTIBILIDADE DE ECÓTONOS A QUEIMADAS...................................295.3.2 CARACTERIZAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA...............................................305.3.2.1 Isótopos De Carbono E Nitrogênio.................................................................305.3.2.2 Composição Elementar E Razão C/N.............................................................325.3.2.3 Datação Com Radiocarbono...........................................................................345.3.2.4 Análise De Pigmentos Sedimentares..............................................................355.3.3 CARACTERIZAÇÃO PALEOHIDROLÓGICA....................................................366 ÁREA DE ESTUDO.................................................................................................386.1 Sistemas De “Oxbow Lakes”.............................................................................396.2 CLIMATOLOGIA...................................................................................................406.3 Geologia...............................................................................................................426.4 Pedologia.............................................................................................................436.5 Vegetação.............................................................................................................447 METODOLOGIA......................................................................................................477.1 Coleta, Abertura E Estratigrafia.........................................................................477.2 Caracterização Física E Mineralógica Dos Sedimentos.................................487.2.1 DENSIDADE E TEOR D’ÁGUA.........................................................................487.2.1.1 Teor D'água:....................................................................................................497.2.1.2 Densidade:......................................................................................................497.2.2 GRANULOMETRIA............................................................................................497.3 Geoquímica Da Matéria Orgânica......................................................................507.3.1 ANÁLISE DE PIGMENTOS SEDIMENTARES..................................................507.3.2 ANÁLISES ISOTÓPICAS E ELEMENTARES DE CARBONO E NITROGÊNIO.....................................................................................................................................517.4 Geocronologia.....................................................................................................527.4.1 DATAÇÃO COM 14C..........................................................................................527.4.1.1 Taxa De Sedimentação...................................................................................537.5 Análises Microscópicas......................................................................................53

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7.5.1 ANÁLISE DE ELEMENTOS MICROSCÓPICOS...............................................537.5.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO.............................................577.6 Sumário Das Análises Realizadas ....................................................................578 RESULTADOS.........................................................................................................588.1 Sedimentologia....................................................................................................588.1.1 DESCRIÇÃO DO TESTEMUNHO.....................................................................588.1.2 GEOCRONOLOGIA...........................................................................................608.1.3 DENSIDADE APARENTE E TEOR DE ÁGUA...................................................618.1.4 GRANULOMETRIA............................................................................................638.2 Geoquímica Da Matéria Orgânica......................................................................658.2.1 ANÁLISES ELEMENTARES DE CARBONO E NITROGÊNIO.........................658.2.2 ANÁLISES ISOTÓPICAS DE CARBONO E NITROGÊNIO..............................688.2.3 ANÁLISE DE PIGMENTOS SEDIMENTARES..................................................688.3 Análises Microscópicas......................................................................................698.3.1 ANÁLISE DE ELEMENTOS MICROSCÓPICOS...............................................698.3.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO.............................................719 DISCUSSÃO............................................................................................................749.1 Interpretação Das Fases.....................................................................................749.1.1 FASE V (PERÍODO: 3.100 A 2.245 ANOS CAL AP.).........................................749.1.2 FASE IV (PERÍODO DE 2.245 A 1.600 ANOS CAL AP.)...................................799.1.3 FASE III (PERÍODO DE 1.600 A 1.300 ANOS CAL AP.)....................................809.1.4 FASE II (PERÍODO DE 1.300 A 600 ANOS CAL AP.)........................................829.1.5 FASE I (PERÍODO DE 600 A 0 ANOS CAL AP.)................................................839.3 Paleoincêndios....................................................................................................859.4 Mudanças Paleoambientais No Lago Barro Preto E Comparação Com Outros Estudos..........................................................................................................879.4.1 TRANSIÇÃO HOLOCENO MÉDIO – HOLOCENO SUPERIOR.......................889.4.2 HOLOCENO SUPERIOR...................................................................................899.5 Perspectivas Futuras..........................................................................................9710 CONCLUSÕES .....................................................................................................9811 REFERÊNCIAS....................................................................................................100

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11

1 INTRODUÇÃO

As consequências do aumento das emissões de CO2 para a atmosfera por

ações antrópicas é um assunto amplamente discutido pela comunidade científica. A

Floresta Amazônica possui um estoque de carbono equivalente a aproximadamente

120 Gt (MALHI et al., 2006), o que corresponde a quase 1/5 de todo o carbono

estocado na biosfera continental (FELDPAUSCH et al., 2012) desempenhando,

portanto, um papel importante no ciclo global do carbono. No contexto atual de

mudanças climáticas, sejam elas naturais ou antrópicas, determinar as fragilidades e

a dinâmica dos reservatórios de carbono é importante para o entendimento dos

processos que modificam a remoção e estocagem desse elemento, bem como

prever mudanças na dinâmica dos ecossistemas florestais.

A fim de compreender o comportamento da vegetação na região Amazônica

frente às mudanças climáticas, o estudo das respostas passadas dessa vegetação a

estresses climáticos pode ser utilizado. Depósitos sedimentares contém informações

de variações climáticas pretéritas (SIFEDDINE et al., 2001; TURCQ et al., 2002a) e,

portanto, podem ser utilizados para estudos paleoambientais. A reconstrução

paleoclimática através de sedimentos lacustres pode ser baseada em uma

combinação de marcadores geoquímicos (MEYERS; ISHIWATARI, 1993; MEYERS,

2003), sendo a datação dos sedimentos uma importante ferramenta para a

comparação entre registros e para a determinação da escala temporal estudada

(GORITZ, 2008). A distribuição e extensão de áreas de transição entre Floresta

Amazônica e Cerrado estão provavelmente correlacionadas com oscilações

paleoclimáticas da região tropical (DESJARDINS, 1996; VAN DER HAMMEN, T.;

ABSY, 1994). Essas oscilações teriam modificado o balanço hidrológico da região

durante o Holoceno (CORDEIRO, R. C. et al., 2008), levando a períodos mais secos

(holoceno médio: 8.000 a 4.000 anos 14C AP) que elevariam a probabilidade de

incêndios naturais, propiciando uma vegetação menos densa (Cerrado), enquanto

períodos chuvosos (p.e. 10.500 a 8.000 anos 14C AP) beneficiariam florestas úmidas

como as do bioma Amazônico (CORDEIRO et al., 2011; SIFEDDINE et al., 2001).

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Esses eventos de queima contribuem para a remobilização do carbono terrestre

para a atmosfera.

Durante o Holoceno Superior (c. 3.000 anos cal AP.), estudos mostram uma

tendência de aumento da umidade na Amazônia (NOVELLO et al., 2016; MAYLE et

al. 2000; LOMBARDO et al. 2018). Apesar das condições mais úmidas, eventos de

incêndios continuaram a acontecer, evidenciados pela análise da abundância de

partículas de carvão (CORDEIRO et al., 2014; MAYLE et al., 2007; BUSH et al.,

2007). Estes incêndios mostram a influência antrópica na região (BEHLING;

HOOGHIEMSTRA, 1998; BURBRIDGE et al., 2004).

Nesse contexto, o presente trabalho, através de um testemunho de alta

resolução temporal, compreendendo c. 3.100 anos cal AP. em 3,84 m, pode

contribuir para a compreensão de processos paleoclimáticos e como estes afetaram

a interface dos biomas Floresta Amazônica/Cerrado durante os últimos c. 3.000 anos

cal AP..

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2 HIPÓTESE

O ecótono em estudo apresentou impacto significativo a pressões climáticas

ocorridas ao longo do Holoceno Superior registradas através de variações na

hidrodinâmica e origem da matéria orgânica sedimentar e na paleoprodutividade

lacustre.

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3 JUSTIFICATIVA

Através de um registro sedimentar de alta resolução dos últimos 3000 anos

cal AP. será possível reconstruir as variações climáticas pretéritas de um lago

coletado no sudeste da Amazônia, numa região onde poucos estudos

paleoclimáticos foram realizados até o momento. Desta forma, os dados gerados

pela presente pesquisa são importantes para complementar o mosaico

paleoclimático da Amazônia.

A compreensão dos processos paleoclimáticos que ocorreram em uma área

de transição, como a do presente projeto, ajudaria na previsão do comportamento

desses biomas diante das mudanças climáticas atuais, através do uso e calibração

de modelos climáticos.

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4 OBJETIVOS

4.1 OBJETIVO GERAL

Caracterizar as variabilidades paleoclimática e paleohidrológica do lago Barro

Preto (Sudeste da Amazônia) durante o Holoceno Superior.

4.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Determinar as fontes da matéria orgânica sedimentar através da

caracterização elementar e isotópica.

Compreender mudanças de nível do lago associadas a mudanças no regime

climático através da determinação da evolução da paleoprodutividade lacustre

baseado nas variações da concentração de pigmentos sedimentares e de

carbono orgânico total;

Caracterizar a variabilidade energética do sistema a partir da reconstrução

paleohidrológica utilizando parâmetros texturais.

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5 BASE TEÓRICA

5.2 AMAZÔNIA E SEU CONTEXTO AMBIENTAL

5.2.1 Sistemas climáticos influentes

A bacia amazônica possui uma área de aproximadamente 6.500.000 km², e

abrange oito países: Brasil, Peru, Colômbia, Equador, Bolívia, Suriname, Guiana e

Venezuela (fig. 1). É a maior bacia do mundo, detentora de 20% da água doce

líquida da Terra. Seu regime pluviométrico está associado principalmente a

variações no posicionamento da ZCIT (Zona de Convergência Inter-tropical) e ao

SAMS (comumente referido pelo termo em inglês South America Monsoon System)

(CHENG et al., 2013; GARCIA, KAYANO, 2011; GARCIA; KAYANO, 2010). Desta

forma, a Amazônia desempenha papel fundamental no balanço global do clima,

fornecendo umidade e calor para os trópicos (CHENG et al., 2013).

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A ZCIT representa a convergência dos ventos alísios, carregados de umidade,

dos hemisférios norte e sul em uma região de baixa pressão equatorial, gerando

precipitação convectiva nas áreas sob sua influência. Essa zona é modulada por

mudanças na temperatura do Atlântico Tropical (AT) e do Pacífico Tropical (PT). Em

condições normais, a ZCIT apresenta-se a 5ºN. Durante o inverno (verão) austral,

ocorrem condições úmidas (secas) no HN (Hemisfério Norte) e equador, enquanto

condições secas (úmidas) espalham-se pelo sul amazônico (GARREAUD et al.,

2009). Em épocas de mínima insolação no HN ocorre um resfriamento anômalo do

AT, assim, haveria um aumento da pressão no AT, intensificando os alísios norte,

causando um deslocamento da ZCIT para o sul. Eventos de maior precipitação no

HS (Hemisfério Sul) seriam intensificados nessas condições (e.g. MOREIRA-TURCQ

et al., 2014). O oposto sendo verdadeiro para um aumento da insolação.

Figura 1. Localização da Bacia Amazônica na América doSul. Linha em vermelho mostra os limites da bacia. Dadosretirados de SO-HYBAM. Adaptado de: http://www.ore-hybam.org/index.php/eng/Data/Cartography/Amazon-basin-hydrography

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Estudos interpretam o SAMS como uma resposta ao deslocamento da ZCIT

(GARCIA, KAYANO, 2011; GARCIA; KAYANO, 2010), e, apesar de Garreaud et al.,

(2009) argumentarem que não se trata de um sistema monçônico propriamente dito

por não haver inversão da direção dos ventos, o SAMS representa a oscilação dos

ventos sazonalmente ao longo da América do Sul. Durante a primavera austral,

regiões de alta convecção são deslocadas para o sudeste, diminuindo a Alta Sul

Americana (ASA) e intensificando o transporte de umidade ao longo do centro-oeste

e sudeste brasileiros (MARENGO et al., 2012). Esse transporte é gradualmente

invertido ao longo do outono austral, levando a umidade novamente em direção ao

norte (GARREAUD et al., 2009), fechando o ciclo monçônico.

Outras forçantes externas ainda podem influenciar a dinâmica climática da

região, como as oscilações Antártica e do Atlântico Norte (AAO e NAO,

respectivamente) (GARREAUD et al., 2009). Além de mecanismos internos de

retroalimentação, o que apenas reforça a complexidade climática da Amazônia.

5.2.2 Balanço do carbono

O ciclo global do Carbono é de extrema importância biológica e também

climática, pois o CO2 e CH4, gases formados por este elemento, são potentes

agentes do efeito estufa. Entender o balanço deste elemento entre os diversos

compartimentos da Terra e processos de retroalimentação é fundamental para

estimar quanto das emissões antropogênicas estão sendo absorvidas pelos

reservatórios e quanto destas estão de fato contribuindo para as mudanças

climáticas. O quarto relatório de avaliação (AR4) do IPCC (2007) classifica estes

dois gases como sendo de longa persistência na atmosfera (de décadas a mais de

centenas de anos).

Medições realizadas por Indermuhle et al. (1999) em bolhas de ar em um

testemunho de gelo de Taylor Dome, Antártica, mostram uma diminuição da

concentração de CO2 de 8 ppmv entre 10.500 e 8.200 anos cal AP. atribuído ao

crescimento florestal em áreas antes ocupadas por geleira. Um aumento quase

linear durante os 7.000 anos seguintes até chegar ao valor de c. 285 ppmv é

atribuído a mudanças na biomassa florestal em resposta a climas mais secos. Em

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uma escala milenar, os principais controladores de emissões e retiradas de CO2 da

atmosfera são os oceanos e a biosfera terrestre (INDERMUHLE et al., 1999).

Incêndios desempenham um papel fundamental no ciclo global do carbono,

especialmente através da queima de biomassa e consequente liberação de CO2

para a atmosfera (CARCAILLET et al., 2002). A contribuição relativa da queima de

biomassa para o ciclo do carbono ao longo do Holoceno variou de acordo com a

região geográfica. Carcaillet et al. (2002) revisaram registros de partículas

carbonizadas de diferentes localidades, e sugeriram que o Holoceno Inferior

apresentou baixa mas crescente influência de queimadas na Europa, América do Sul

e sudeste asiático, enquanto na América do Norte a contribuição de CO2 pela

queima de biomassa foi mais alta. No Holoceno Médio um aumento das queimadas

na Europa e trópicos entre 8.000 e 7.000 anos cal AP. relacionou-se com um

aumento das concentrações de CO2 atmosférico neste período, encontrados no

registro de Taylor Dome (INDERMUHLE et al., 1999), apesar dos registros das

Américas do Sul e Central não serem conclusivos para explicar essas variações.

Causas naturais para este aumento de queimas ao longo do Holoceno Médio foram

sugeridas por Marlon et al. (2013) através de um trabalho comparativo com vários

registros da deposição de partículas de carvão em testemunhos sedimentares. Ao

longo do Holoceno Superior há uma ampliação da contribuição da queima de

biomassa para a liberação de CO2, possivelmente relacionada com a queima de

combustíveis fósseis, desmatamento e mudanças na circulação atmosférica

(CARCAILLET et al., 2002). Entre 3.000 e 2.000 anos cal AP., o aumento de

queimadas parece estar relacionado com a atividade antrópica, uma vez que não há

um acoplamento de evidências de paleoincêndios e temperaturas inferidas de

testemunhos de gelo (MARLON et al., 2013).

Evidências de influências antrópicas no ciclo do carbono anteriores à

revolução industrial são discutidas por diversos autores (e.g. SALDARRIAGA; WEST

1986; DENEVAN 2006a, b; RUDDIMAN, 2003; NEVLE; BIRD, 2008). A influência

das populações humanas na América tropical sobre as emissões de CO2

relacionadas à queima de biomassa foram averiguadas em um trabalho de revisão

(NAVLE; BIRD, 2008). O impacto da chegada dos europeus no continente americano

pode ter sido responsável por um possível sequestro de 5-10 Gt de carbono entre c.

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1.500 e 1.750 AD devido a uma diminuição das populações indígenas e

consequente recuperação da floresta. Saldarriada e West (1986) mostram que

populações indígenas estavam presentes na Amazônia desde 3.750 anos cal AP.,

através da datação de peças de cerâmica. Os autores correlacionam partículas de

carvão nos últimos 6.000 anos cal AP. com incêndios naturais ou antrópicos, e

concluem que durante períodos úmidos, estes paleoincêndios podem ter sido

causados por uma união entre processos naturais (raios) e entre as práticas

agrícolas dessas populações.

A partir da era industrial, a atividade antrópica tem contribuído mais

fortemente para a emissão de gases de efeito estufa através de mudanças do uso

da terra e da queima de combustíveis fósseis (HOUGHTON, 2007). O AR5 do IPCC

(2014) estima que desde 1750 as concentrações de CO2 e CH4 aumentaram 40% e

150%, respectivamente. Entre 1970 e 2010, foram emitidas 49 Gt de CO2

equivalente/ano de fontes antrópicas.

As florestas tropicais e savanas representam 50 % das áreas florestadas

mundialmente (MALHI; GRACE, 2000). A emissão de CO2 dessas áreas está

relacionada com o desmatamento, secas, corte seletivo e outros tipos de distúrbios

da floresta nativa, e pode chegar a 425.2 ± 92.0 Tg C yr–1 (BACCINI et al., 2017).

Harris e colaboradores (2012) estimaram que entre os anos de 2000-2005, as

florestas do Brasil emitiram 340 Tg C yr–1. A Amazônia exerce um papel fundamental

no ciclo do carbono, alternando entre fonte e sumidouro, dependendo tanto de

pressões antrópicas sobre a floresta quanto de condições climáticas. Em condições

úmidas, é favorecido o crescimento da floresta e principalmente de plantas C3, o

que leva a uma incorporação de carbono (MALHI, 2010), enquanto em épocas secas

há um aumento de queimadas e consequente mobilização deste elemento

(ARAGÃO et al., 2018).

Neste contexto, entender as respostas de ecótonos, que são naturalmente

mais sensíveis a oscilações ambientais (ALENCAR; NEPSTAD; VERA DIAZ, 2006),

às pressões climáticas atuais é fundamental para estimar fluxos de carbono entre os

compartimentos e seu potencial impacto nas emissões desse elemento no futuro.

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5.1 MUDANÇAS PALEOCLIMÁTICAS

5.1.1 A Amazônia durante o Holoceno

O Holoceno na Amazônia é uma época de menor variabilidade climática

quando comparada ao Pleistoceno (TURCQ, 2008), todavia, oscilações climáticas

de escala possivelmente global ocorreram nos últimos 10.000 anos cal AP.,

apresentando-se como um desafio para novos exercícios de modelagem e

oferecendo perspectivas para o entendimento das respostas atuais a mudanças

climáticas (STEIG, 1999). Três eventos climáticos importantes ocorreram nesta

época: o optimum climático do Holoceno, a anomalia climática medieval e a pequena

idade do gelo.

5.1.1.1 Holoceno Médio

Durante o Holoceno Inferior (até aproximadamente 7.000 anos 14C AP.) Behling

(2002) observou, através de registro palinológico, que a cobertura florestal na Bacia

Amazônica ainda não tinha atingido os níveis atuais, assim como a distribuição de

savanas também era muito mais extensa do que atualmente. Durante a transição

entre o Holoceno Inferior e Holoceno Médio, linhas de evidência revelam que as

condições climáticas na Bacia Amazônica eram significativamente mais secas do

que é observado no Holoceno Superior (MAYLE; POWER, 2008).

O Holoceno Médio caracterizou-se por um aumento da insolação durante o final

do inverno e início da primavera austral a partir de 6.000 anos cal AP., devido a

variações no ciclo de precessão, como previsto pela teoria de Milankovitch. Na

Amazônia, estudos de modelagem e reconstruções paleoclimáticas parecem

concordar que o Holoceno Médio apresentou-se mais seco (e.g. CORDEIRO et al.,

1997; SIFEDDINE et al., 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al., 2007; MOREIRA

et al., 2013; BUSH et al., 2007). Essa resposta pode ser devido à intensificação e

aproximação da Alta Subtropical do Atlântico Sul (ASAS) ao continente, enquanto os

alísios do HS mostram-se mais fortes, deslocando a ZCIT mais para o norte, fazendo

com que a passagem dos jatos de baixos níveis pela Amazônia, intensificados pela

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ASAS, não carreassem a umidade de ventos convergentes, diminuindo a entrada de

umidade no sudeste amazônico (DE MELO; MARENGO, 2008).

Em um estudo paleoclimático realizado na Serra dos Carajás, foram

encontradas partículas de carvão em abundância e pólen proveniente de táxons

típicos de savanas em parte do perfil datada de 7.500 a 3.000 anos cal AP., o que

sugere que incêndios teriam contribuído para a abertura da paisagem (ABSY et al.,

1991). Nesta mesma região Cordeiro e colaboradores (1997) concluíram que o

período entre 6.800 e 4.000 anos cal AP. foi seco. Entre 7.600 e 4.750 anos cal AP.,

foi observado ainda um aumento de espículas de Corvomeyenia thumi, partículas de

carvão e da alga Botryococcus braunii, típica de lagos rasos, em Carajás

(CORDEIRO et al., 2008). Fontes et al. (2017) analisaram dados de carbono

grafítico e outros indicadores geoquímicos da matéria orgânica para o testemunho

do Lago Saci, em Alta Floresta, sul da Amazônia oriental. Seus resultados

mostraram uma passagem de um Holoceno Inferior úmido para um Holoceno Médio

seco, com presença de plantas C4 e redução dos valores de carbono orgânico entre

9.200 e 6.700 anos cal AP. e um aumento de carbono grafítico até 4.400 anos cal

AP.. Moreira et al. (2013), em testemunhos do lago Comprido, na Amazônia oriental,

encontraram um hiato de sedimentação entre o período de 7.800 a 3.000 anos cal

AP., que foi interpretado como uma seca completa do lago em resposta à diminuição

da pluviosidade relacionada a climas mais secos.

Em um estudo no lago Titicaca, na Amazônia ocidental, registros de períodos

de nível do lago menor que o atual foram encontrados entre 10.500 e 4.000 anos cal

AP., e durante 8.000 anos cal AP., quando altos teores de gipsita e ostracódeos

característicos de um baixo nível de água foram encontrados (MOURGUIART et al.,

1997). Esse registro relacionou-se bem com o de Carajás, que mostrou uma fase de

abertura da floresta entre 7.000 e 4.000 anos cal AP., evidenciada pela presença de

táxons pioneiros, baixo fluxo de COT e abundância partículas carbonizadas (ABSY

et al., 1991; SIFEDDINE et al., 1994). Vidotto et al. (2007), através de análise

isotópica da matéria orgânica em perfis de solo no sul do estado do Amazonas,

Amazônia ocidental, acharam evidências de períodos mais úmidos

aproximadamente entre 12.000 e 10.000 anos cal AP., com um predomínio de

plantas C3, enquanto o período entre 7.000 e 3.000 anos cal AP. mostrou sinais de

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ter sido mais seco, com influência de plantas C4. Em um estudo isotópico realizado

em espeleotemas das Cavernas El Condor e Cueva del Diamante, no norte do Peru,

Amazônia ocidental, Cheng e colaboradores (2013) relacionaram variações de δ18O

com suas causas em escalas milenares. Os autores constataram, para a Amazônia

Ocidental, altos valores de δ18O, indicando um clima mais seco, com

enfraquecimento do SAMS durante o Holoceno Inferior e Médio (10.000 a 5.000

anos cal AP.).

Registros dos lagos Parker, Gentry, Vargas e Werth na região de Puerto

Maldonado no Peru, Amazônia ocidental, mostram um holoceno médio seco entre

7.200 e 3.300 anos cal AP. (BUSH; SILMAN; LISTOPAD, 2007). Behling e

Hooghiemstra (1998) estudaram o Noroeste da Amazônia, publicando os resultados

polínicos de dois lagos nos Llanos Orientales, Colômbia. Suas análises mostram um

Holoceno Inferior úmido, com máxima ocorrência de Alchornea e abundância da

palmácea Mauritia. Esses registros correspondem a épocas mais frias e úmidas,

condizente com o período de Younger Dryas. Plantas de savanas tiveram um

aumento nos períodos de 9.730 a 5.260 anos cal AP. (Lago Angel) e 9.390 a 6.390

anos cal AP. (Lago Sardinas), indicando o período mais seco do registro, durante o

Holoceno Inferior e médio. Um retorno às condições úmidas entre o Holoceno Médio

e superior (Lago Angel, 5.260 a 3.890 anos cal AP. e Lago Sardinas 6.390 a 3.680

anos cal AP.) é evidenciado pelo declínio de polens de savanas e pelo aumento de

espécies de galerias e florestas. Os registros para o Holoceno Superior estão

incompletos, o que levou os autores a interpretarem uma maior ação antrópica na

paisagem bem como uma continuação de um clima úmido.

Behling, et al. (2001) publicaram dados sobre o lago Calado, localizado próximo

a Manaus, na Amazônia central. Análises polínicas do Lago Calado mostram um

Holoceno Médio (7.700 a 4.070 anos cal AP.) com presença de Poacea, indicativa de

maior área emersa e baixos níveis do lago.

5.1.1.2 Holoceno Superior

O Holoceno Superior é caracterizado por um período mais úmido na

Amazônia, associado a um fortalecimento do SAMS. Novello et al. (2016), utilizaram

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dados isotópicos de δ18O extraídos de espeleotemas para reconstruir os regimes de

chuva de duas cavernas no estado do Mato Grosso, no sudoeste amazônico. Seus

resultados mostram um fortalecimento do SAMS nos últimos 1.500 anos (450 anos

cal AP.), incluindo o período chamado de Pequena Idade do Gelo (550-250 anos cal

AP.). Em uma escala milenar, os autores mostram que o Holoceno Superior

apresentou eventos secos como Anomalia Climática Medieval (MCA, do inglês

Medieval Climate Anomaly) mas a tendência é de condições mais úmidas.

Alguns estudos procuram ligar tanto a Pequena Idade do Gelo (LIA, do nome

em inglês Little Ice Age) quanto o MCA a variações de posicionamento da ZCIT,

devido a mudanças de temperatura superficial do mar (TSM) do Atlântico Norte

(BIRD et al., 2011; VUILLE et al., 2012). A ZCIT deslocar-se-ia, então, para o sul

durante a LIA (SCHNEIDER; BISCHOFF; HAUG, 2014), causando variações de

umidade heterogêneas ao longo da América do Sul. Os registros de Cariaco (HAUG

et al., 2001) demonstram uma clara correlação entre fases de sedimentação e

mudanças na ZCIT, mostrando uma baixa na sedimentação durante a LIA,

relacionado a períodos mais secos. Outros estudos mostram que, para a Amazônia,

a LIA foi um período mais úmido (WORTHAM et al., 2017; THOMPSON et al., 2013;

BURBRIDGE; MAYLE; KILLEEN, 2004).

Uma MCA com condições mais áridas e uma LIA úmida estão de acordo com

resultados do Lago Pumacocha, nos Andes peruanos, Amazônia ocidental (BIRD et

al., 2011). Análises isotópicas de δ18O de calcitas do Lago Pumacocha de alta

resolução mostram variações sub decadais e seculares durante o Holoceno Superior

com períodos mais secos (MCA) e mais úmidos (LIA, Current warm period- CWP)

(BIRD et al., 2011). Segundo os autores, para essas escalas de tempo decadais e

seculares o principal sistema regulador do SAMS foi a temperatura do hemisfério

norte, que desloca a ZCIT. Espeleotemas da caverna Palestina, localizada no

noroeste do Peru, Amazônia ocidental, relacionaram flutuações nos valores de δ18O

com a intensificação/enfraquecimento do SAMS para os últimos 1.600 anos. Os

autores encontraram dois períodos de menor precipitação, 1.380 a 1.540 anos AP e

1.130 a 1.230 anos AP, possivelmente associados à MCA seguidos por períodos de

intensificação da SAMS entre 1.370 e 1.230 anos cal AP. E 1.130 a 1.030 anos cal

AP. (APAÉSTEGUI et al., 2014).

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Mayle et al. 2000 mostram um aumento das condições úmidas a partir de

2.740 anos cal AP., evidenciado por meio de dados polínicos em dois lagos

localizados no leste boliviano, também na Amazônia ocidental.

Lombardo et al. (2018) analisaram paleossolos nos Llanos de Moxos, Bolívia,

no sudoeste amazônico. Os autores argumentam que uma ativação da influência

fluvial no começo do Holoceno Superior (aproximadamente 2.700 anos cal AP.),

evidenciada por diferentes tipos de paleossolos, deveu-se a um aumento da

precipitação, associada a uma baixa de insolação e deslocamento da ZCIT para o

sul, bem como à intensificação de eventos ENSO.

Condições mais úmidas na Amazônia oriental durante este período também

foram encontradas para cinco perfis lacustres (MOREIRA-TURCQ et al., 2014).

Nestes perfis, foi encontrado um extenso pacote de sedimentos com a mesma idade

(aproximadamente 2.700 anos cal AP.). A alta taxa de sedimentação associada a

este pacote pode ser relacionada uma menor insolação e deslocamento para o sul

da ZCIT.

Em sua tese, Absy (1979) analisou diversos lagos na região do vale do

Amazonas (Amazônia oriental) interpretando seus resultados polínicos. Para o

Holoceno, a autora encontrou breves períodos secos entre 2.700 e 2.000 anos cal

AP. e em torno de 4.000 anos cal AP. Apesar destes resultados, a autora conclui que

as mudanças de vegetação evidenciadas pelo pólen são de importância regional,

não tendo ocorrido uma transição de florestas úmidas para cerrado nos últimos

6.000 anos.

A fig. 2 Ilustra os trabalhos citados em uma linha do tempo (12.000 anos cal

AP.) para uma melhor visualização das sobreposições:

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26

5.3 INDICADORES ORGÂNICOS APLICADOS A ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS

5.3.1 Carvão como indicador de paleoincêndios

Em condições de seca, ecossistemas florestais tendem a agir como fonte,

pois o crescimento vegetal é diminuído ou freado. Nessas condições também há o

aumento da inflamabilidade, devido ao aumento da evapotranspiração, ocasionando

mais incêndios e mais carbono é mobilizado pela queima (NEPSTAD et al., 2004).

Essa retroalimentação causa uma transferência significativa de carbono de

ecossistemas florestais para a atmosfera (CORDEIRO et al., 2014). Desta forma,

secas podem afetar o ciclo do carbono na Amazônia não apenas através da

Figura 2. Estudos paleoclimáticos em diversas regiões da Amazônia durante o Holoceno. As linhaslaranjas representam períodos secos enquanto as linhas azuis representam períodos úmidos. 1)Absy et al. (1991); 2) Cordeiro (1997); 3) Fontes et al. (2017); 4) Sifeddine et al. (1994); 5) Chenget al. (2013) 6) Novello et al. (2016); 7) Moreira et al. (2013); 8) Mourguiart et al. (1997); 9) Bush etal. (2007); 10) Mayle et al. (2000); 11) Lombardo et al., (2018); 12) Vidotto et al. (2007); 13) Bird etal. (2011); 14) Behling; Hooghiemstra (1998); 15) Behling et al., (2001).

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diminuição da produção primária líquida pela perda de árvores, mas também através

do aumento da frequência e intensidade de queimadas (ALENCAR; NEPSTAD; DEL

CARMEN VERA DIAZ, 2006)

Secas na Amazônia podem ser influenciadas por diversos fatores. Nepstad e

colaboradores (2004) citam o aquecimento global, através de um aumento da

evapotranspiração; um aumento da frequência e intensidade de eventos El Niño e

mudanças no uso da terra. Nestas últimas, as secas são provocadas por mudanças

no albedo e evapotranspiração de áreas antes florestadas que foram transformadas

em pastagens. Os autores afirmam ainda que a fumaça de incêndios pode inibir

localmente eventos de chuva, o que geraria uma retroalimentação positiva de

queimadas.

Apesar de condições mais áridas propiciarem mais queimadas, Bush et al.

(2007b) e Burbridge et al. (2004) afirmam que, devido às características de umidade

da floresta Amazônica, incêndios nessa região deveriam ser principalmente

mediados por humanos. Uma ação antrópica que é importante na formação de

incêndios é a exploração madeireira. Essa atividade aumenta a inflamabilidade da

floresta pela redução de seu dossel, aumentando a exposição solar do solo

(NEPSTAD et al., 1999). A abertura de clareiras para pastagem também influencia a

inflamabilidade de uma área, através da invasão da área por gramíneas pioneiras

que iniciam um feedback positivo que aumenta a probabilidade de novas queimadas

(SILVÉRIO et al., 2013). A figura 3 ilustra os processos de retroalimentação de

incêndios.

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Bush e colaboradores (2007b) adicionam que os incêndios dependem de três

condições: volume de precipitação, extensão do período seco e atividade antrópica.

Assim, alterações nas comunidades vegetais e mudanças nos estoques de carbono

podem ser determinadas por incêndios (FERNSIDE et al., 1993, 1996).

Behling e Hooghiemstra (1998) observaram partículas de carvão em dois

lagos os Llanos Orientales na Colômbia, que evidenciam queimadas frequentes. Os

autores atribuem as queimadas mais recentes (últimos 200 anos) à presença de

índios e colonizadores.

Em outro estudo, realizado na Serra Norte de Carajás, Cordeiro, Turcq e

Suguio (2008), encontraram um aumento da acumulação de carvão em um perfil

sedimentar lacustre entre as datas de 7.450 e 4.750 anos cal AP. Os autores

associaram esse aumento a uma queda de compostos clorofilados e, portanto, a

uma época de menor nível do lago. Outro aumento foi encontrado entre 70 e 1.300

anos cal AP., com carvões maiores e com desvio padrão indicando fontes variadas

de queima. Uma menor presença dessas partículas em fases úmidas pode estar

Figura 3. Mecanismos de retroalimentação de incêndios. Adaptado deNepstad et al. (1995, 2001).

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associada a eventos locais de queima, provocados por ação humana em vez de

possuir origens climáticas.

5.3.1 Susceptibilidade de ecótonos a queimadas

Interfaces Floresta-cerrado respondem a alterações climáticas, mudando a

extensão de seus biomas de acordo com a disponibilidade hídrica e características

edáficas (SILVÉRIO et al., 2013; STAVER; ARCHIBALD; LEVIN, 2011). Assim, áreas

de transição são especialmente susceptíveis às queimadas, isso porque o porte

arbóreo, o índice de área foliar e a umidade relativa em estações secas são

menores (ALENCAR; NEPSTAD; MOUTINHO, 2005). A distância entre a floresta

densa e a borda desta, marcada pelo início do bioma de cerrado também é

importante na determinação da susceptibilidade à queima, é o chamado “efeito de

borda” (ALENCAR; NEPSTAD; MOUTINHO, 2005; COCHRANE, 2001;

COCHRANE; LAURANCE, 2002).

Em um estudo realizado ao longo da BR-230, na rota Santarém-Cuiabá,

macrocarvões foram encontrados em diversos perfis (SOUBIÈS, 1980). A rota conta

com presença tanto de floresta amazônica quanto de trechos de cerrado,

aumentando sua susceptibilidade ao fogo. Datações realizadas demonstram vários

eventos de queimadas durante o período de 6.500 a 3.100 anos cal AP. A causa dos

incêndios é debatida por Soubiès, que discute a possibilidade de clareiras abertas

por humanos ou meteoros e, mais provavelmente, oscilações climáticas que

deixaram a região mais seca entre 6.000 a 3.000 anos cal AP. Essa hipótese é bem

fundamentada por diversos trabalhos, levando o autor a aceitá-la como mais

provável. Assim, ele conclui que mudanças climáticas para condições secas

ocorridas na mesma época podem ser evidenciadas ao longo do globo, e, em

particular, na periferia da floresta Amazônica, onde a mudança de umidade teria

afetado as florestas levando a um aumento dos incêndios.

A presença de carvão vegetal como um indicador de queima de vegetação

tem sido utilizada em diversos trabalhos realizados na região Amazônica (e.g.

(CORDEIRO et al., 2014; MAYLE et al., 2007; BUSH et al., 2007) e é consequência

da interação entre climas secos e atividades humanas (BUSH et al., 2008). Assim,

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partículas de carvão podem funcionar como marcadores desses eventos de queima,

indicando mudanças no compartimento biótico terrestre de carbono (CORDEIRO et

al., 2014).

5.3.2 Caracterização da matéria orgânica

A matéria orgânica constitui uma pequena fração dos sedimentos lacustres,

sendo, porém, de grande importância. A matéria orgânica (MO) primária é produzida

por plantas, bactérias e arqueas, e sua composição (lipídios, carboidratos, proteínas,

etc) e abundância mudam de acordo com a variação da composição e abundância

da comunidade autotrófica do ambiente no tempo, assim, sua qualidade e

quantidade respondem bem a mudanças ambientais (SIFEDDINE et al., 1994),

representando um importante marcador para análises paleoambientais. Desta forma,

a parte orgânica dos sedimentos contém informações importantes sobre sua origem

e processos deposicionais (KILLOPS; KILLOPS, 2003; MEYERS; ISHIWATARI,

1993).

5.3.2.1 Isótopos de Carbono e Nitrogênio

O carbono possui dois isótopos estáveis, 12C e 13C, sendo o primeiro mais

abundante na atmosfera (98,93 % de todo o carbono) (ROSMAN; TAYLOR, 1998). O

fracionamento isotópico destas espécies em reações químicas ocorre por sua

diferença de massa, sendo responsável por valores de δ13C empobrecidos ou

enriquecidos em relação ao padrão convencional Pee-Dee Belemnite (PDB).

A transferência do carbono atmosférico, na forma de CO2, para o

compartimento biótico se dá pelo processo de fotossíntese. As plantas possuem três

caminhos fotossintéticos de absorção deste carbono, C3, C4 e CAM. Por serem

menos seletivas durante a fixação do Carbono, plantas C4 possuem um δ13C mais

enriquecido (em torno de -12 %o), enquanto plantas C3, mais seletivas, têm um δ13C

empobrecido (com uma média de -26 %o). Plantas CAM usam um mecanismo

parecido com as C4, onde o carbono é fixado em um meio ácido com baixa

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oxigenação, sendo eficiente em locais secos. É o caso das plantas suculentas, que

possuem um δ13C entre -20 %o e -10 %o (GORITZ, 2008).

Assim, conhecendo as características climáticas de distribuição das plantas

C3 e C4, podemos utilizar sua variação espacial e temporal como indicadores

paleoclimáticos, através da razão δ13C, calculada da seguinte maneira:

δ 13C=C13 / Camostra

12 − C13 / C padrão12

C13 / C padrão12 ×1000

O Nitrogênio está presente na atmosfera principalmente na forma de N2, onde

possui dois isótopos estáveis: 14N e 15N, sendo o primeiro mais abundante (99,63 %)

(ROSMAN; TAYLOR, 1998). Para ser transportado para o compartimento biótico, o

nitrogênio precisa ser fixado. Isso é possível através de bactérias específicas, que

fazem o processo de fixação e nitrificação, transformando o nitrogênio atmosférico

em amônia, nitrito e nitrato. Os nitratos são utilizados pelas plantas e algas para a

formação de proteínas e ácidos nucleicos.

Durante a fixação, isto é, a transformação de N2 atmosférico para formas

biodisponíveis de nitrogênio, o processo gera um pequeno fracionamento,

ocasionando valores de δ15N próximos do atmosférico (HOEFS, 2009). Devido à

existência de uma associação de bactérias fixadores de nitrogênio em raízes de

determinadas plantas, a matéria orgânica sedimentar de origem terrestre geralmente

apresenta sinal δ15N próximo ao atmosférico. Já o processo conhecido como

desnitrificação, mediado por bactérias heterotróficas que utilizam o NO3 como

aceptor final de elétrons da cadeia respiratória emitindo N2 como subproduto do seu

metabolismo, ocorre em condições de baixa concentração de oxigênio em

sedimentos e solos. A MO residual formada por esse processo é enriquecida em 15N.

O nitrogênio é então incorporado por algas e macrófitas tornando o δ15N nestes

organismos mais enriquecido (MEYERS, 2003), considerando o padrão de δ15N

como sendo a razão atmosférica.

Desta forma, nitratos utilizados por plantas terrestres possuem menos 15N,

tornando o sinal isotópico destas plantas mais próximo ao da atmosfera (~0 %),

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enquanto que o nitrogênio que chega aos corpos hídricos já passou por mais

processos químicos, podendo fracionar-se em detrimento do isótopo mais leve,

gerando sinais mais elevados de 15N para organismos aquáticos como algas e

macrófitas. Assim, os valores de δ15N encontrados em pesquisas geoquímicas nos

explicam um pouco das condições ambientais presentes no momento de

sedimentação da matéria orgânica destes organismos, além de ajudar a discriminar

a origem desta. O δ15N de uma amostra pode ser calculado da seguinte maneira:

δ 15N=N15 / N amostra

14 − N15 / N padrão14

N15 / N padrão14 ×1000

5.3.2.2 Composição elementar e razão C/N

Plantas vasculares possuem polissacarídeos que desempenham uma função

estrutural, as celuloses e ligninas. Estes compostos orgânicos são ricos em carbono,

enquanto possuem pouco nitrogênio. Algas são ricas em proteínas, aminoácidos

que representam a maior parte do nitrogênio de um organismo (KILLOPS; KILLOPS,

2003). Assim, algas possuem mais nitrogênio que plantas vasculares de origem

terrestre. A razão C/N é bastante utilizada em geoquímica como um indicador da

origem da matéria orgânica. Isto porque plantas vasculares de origem terrestre

possuem uma razão C/N de aproximadamente 20, enquanto o valor desta razão

para algas está, geralmente, entre 4 e 9 (GORITZ, 2008).

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A figura 4 acima relaciona os três marcadores citados, δ15N, δ13C e razão C/N

com o tipo de produtor primário: se C3 ou C4. Assim podemos determinar a origem

da matéria orgânica sedimentar (MOS) de um perfil sedimentar, construindo a visão

do paleoambiente em que estas estavam inseridas.

Figura 4. Gráfico relacionando os isótopos denitrogênio e carbono e a razão C/N com a origemda MOS. Fonte: GORITZ, (2008).

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34

5.3.2.3 Datação com radiocarbono

O 14C é um isótopo radioativo do carbono, formado a partir da interação entre

nêutrons livres de raios cósmicos e átomos de 14N na estratosfera. Ao reagirem, o14N perde um próton e ganha o nêutron, transformando-se em 14C (Fig.3). Sua

abundância é em torno de uma parte em 1010% de todo o carbono (WALKER, 1947).

Na atmosfera, o carbono é rapidamente oxidado, virando 14CO2. Esse 14CO2

atmosférico é incorporado pelo compartimento biótico através da fotossíntese,

passando para os demais níveis da cadeia trófica por herbivoria e predação. Os

processos metabólicos da biota mantém o 14C de seus organismos em relativo

equilíbrio com as concentrações da atmosfera. Assim, quando o organismo morre, e

as atividades metabólicas cessam, o 14C presente em seus tecidos decai sem ser

substituído. Consequentemente, suas concentrações baixam, o que permite a

datação daquela matéria orgânica.

Para que a datação com radiocarbono seja considerada precisa, algumas

premissas devem ser seguidas: 1) a razão 14C/12C permanece constante em todas as

partes do reservatório global de carbono durante os anos, assim 2) uma mistura

completa e rápida de 14C ocorre entre os reservatórios, em escala global; 3) as

razões isotópicas entre carbonos não são alteradas a não ser pelo decaimento de14C em organismos após sua morte; 4) a meia vida do 14C é conhecida com certo

nível de precisão e confiabilidade e 5) níveis naturais de 14C também podem ser

medidos com precisão e confiabilidade (WALKER, 1947).

Após a datação, as idades de radiocarbono precisam ser corrigidas. Isso

porque ocorrem variações naturais nas concentrações de 14C na atmosfera devido à

alterações na atividade solar e consequente incidência de raios cósmicos. Para essa

correção foi estabelecida uma curva de calibração a partir de dados

dendrocronológicos para o hemisfério sul, ShCal13 (HOGG et al., 2013). A idade

final é apresentada em anos cal AP. (antes do presente), onde o presente é o ano de

1950.

A figura 5 a seguir esquematiza a formação do radioisótopo e sua

incorporação no meio biótico:

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Figura 5. Produção e distribuição do radioisótopo 14C. Fonte: GORITZ, (2008)

5.3.2.4 Análise de pigmentos sedimentares

Plantas e outros organismos autótrofos desenvolveram tipos de lipídios, os

pigmentos, cuja função é participar no mecanismo de obtenção de energia desses

seres, a fotossíntese. Após a morte desses organismos, esses pigmentos passam a

sofrer degradação ao longo da coluna d'água e, após sua incorporação no

sedimento, diagênese (MEYERS; ISHIWATARI, 1993).

A caracterização de pigmentos sedimentares em um lago pode fornecer

informações sobre flutuações em seu nível trófico (HANDA, 1975; HYODO et al.,

2008), estudos de paleo-pH, pressões antrópicas e determinar aportes de matéria

orgânica alóctone e autóctone (CASTAÑEDA; SCHOUTEN, 2011; HANDA, 1975;

SWAIN, 1985).

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Em sistemas lacustres, as principais fontes de pigmentos são comunidades

bentônicas de algas e microorganismos, macrófitas aquáticas e material de plantas

superiores de seus arredores, que vêm carreadas por chuvas ou ventos

(CASTAÑEDA; SCHOUTEN, 2011). Em geral, lagos com uma maior produtividade

primária possuem mais compostos pigmentares em seus sedimentos (HANDA,

1975; MEYERS; ISHIWATARI, 1993).

A distribuição estratigráfica de sub-produtos da degradação desses pigmentos

também pode fornecer estimativas de fitopopulações passadas bem como

informações sobre processos deposicionais e condições ambientais no momento de

sua deposição (WETZEL, 2001). Assim, apesar destes compostos serem altamente

reativos no ambiente (principalmente na zona fótica), pigmentos sedimentares ainda

podem servir como marcadores orgânicos para condições de até milhares de anos

atrás (MEYERS; ISHIWATARI, 1993).

Em um trabalho realizado no lago Pretty, nos Estados Unidos, os autores

relacionaram picos de unidades de derivados de pigmentos sedimentares (SPDU)

com a produtividade primária do lago bem como com parâmetros ambientais que

poderiam influenciar sua deposição. A datação com 14C determinou uma idade de 14

ka para o testemunho, e nesse período as SPDU se correlacionaram bem com os

outros índices paleolimnológicos de produtividade (WETZEL, 1970). Este estudo

mostra que, quando interpretados em conjunto com outros marcadores e levando-se

em conta seu grau de degradação, pigmentos sedimentares podem ser utilizados

para discussões da ontogenia de um lago mesmo em escalas milenares.

5.3.3 Caracterização paleohidrológica

Variações em tamanhos de grãos refletem a dinâmica hidrológica de um

ambiente e seus processos associados de transporte sedimentar (SUGUIO, 2003).

Em sistemas lacustres, tamanhos de partículas estão relacionados principalmente

com a turbulência do fluxo e com a proximidade da margem. Desta forma, grãos

maiores indicam um ambiente com condições energéticas mais elevadas, enquanto

partículas menores mostram um ambiente deposicional com baixa energia. A relação

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de tamanho do grão com seu transporte ou deposição pode ser observada no

diagrama de Hjülstrom, representado abaixo (fig. 6):

Figura 6. Diagrama de Hjülstrom, relacionando tamanho de partícula evelocidade de fluxo. Grãos maiores, como seixos (>100mm) só serãotransportados em ambientes com correntes fortes (>100 cm/s). Fonte:Earle (2014).

A dinâmica hidrológica de um sistema é influenciada pelo clima, assim,

alterações nessa dinâmica de rios e lagos podem refletir mudanças climáticas locais

e regionais, que podem ser estudadas através dos registros sedimentares destes

ambientes (SUGUIO; BIGARELLA, 1979). Desta forma, a variação do tamanho das

partículas ao longo do tempo pode sugerir condições hidrodinâmicas, com um

aumento do tamanho de grãos em períodos secos (e.g. ALIN; COHEN, 2003;

STAGER et al., 2018) enquanto uma redução de tamanho pode refletir períodos

mais úmidos, de baixa energia.

O estudo das condições paleohidrológicas de um ambiente lacustre, através,

por exemplo, de análise de granulometria, ajuda na caracterização das condições

climáticas que influenciaram seu sistema de drenagem.

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6 ÁREA DE ESTUDO

O município de Sinop, localizado no norte do estado do Mato Grosso, às

margens da BR-163, foi fundado pela Sociedade imobiliária do noroeste do Paraná

com o objetivo de cultivar café, que logo deu lugar à extração e beneficiamento de

madeira (ARAÚJO, 2008).

O lago Barro Preto é um lago tropical (com estratificação térmica normal), em

crescente (ou ferradura), localizado no município de Sinop, MT (coordenadas: 55°

29' 54” W e 11° 52' 23” S). Foi formado a partir do abandono de um meandro do Rio

Teles Pires, um dos principais afluentes do Rio Tapajós. O lago está inserido em um

contexto de intenso uso da terra, com atividades de agricultura e pecuária ao redor

do lago, como podemos ver na figura 7.

Figura 7. Localização do município de Sinop e do lago Barro Preto. O ponto vermelho no lagoindica o local de coleta do testemunho BP1502.

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6.1 SISTEMAS DE “OXBOW LAKES”

Lagos de Ferradura, Meandros ou “Oxbow” (no inglês), como são chamados,

são formados pela erosão e deposição de sedimentos nas margens de rios

sinuosos, conforme ilustrado na figura 8. A sinuosidade do rio se dá quando este já

atingiu seu nível de base (ponto abaixo do qual não há mais erosão de águas

correntes). Os meandros abandonados, chamados de “sacados” na região

Amazônica, são comuns nesta região e no Pantanal Mato-grossense (ESTEVES,

1998).

Figura 8. Processo de isolamento do meandro e consequente formação de umlado de ferradura. Adaptado de: Esteves (1998).

A formação deste tipo comum de lago dá-se da seguinte maneira: a erosão

das margens na área da curva, pela força das águas do rio, vai progressivamente

diminuindo a região de terra no meio da “ferradura”. Durante as frequentes cheias da

região amazônica, o rio acaba passando por cima dessa região de terra, unindo as

duas margens sem passar pelo meandro. Com o tempo e a intensificação desses

dois processos, o meandro acaba por se separar do rio parental, formando um lago,

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que ainda pode receber contribuição do rio durante eventos de alagamento

(CHRISTOFOLETTI, 1981; ESTEVES, 1998).

Rios com canais meândricos são dominantes tanto em área quanto

comprimento, sua rede contribuindo com 16 % das águas superficiais da Amazônia

Ocidental. Condizentemente, a densidade de lagos do tipo Ferradura também é

maior que outros tipos de lagos. Somando estes com corredores fluviais e

“backchannels”, ocupam 16,7 % da área terrestre da Amazônia Ocidental

(TOIVONEN; MÄKI; KALLIOLA, 2007).

6.2 CLIMATOLOGIA

De acordo com a classificação climática de Köppen-Geiger, o município de

Sinop se insere dentro da área Aw, ou seja, clima tropical semi-úmido. Este clima é

caracterizado por um inverno seco e um verão úmido, associado à presença da

ZCIT sobre a região e elevadas temperaturas anuais.

Foi feita a climatologia do acumulado anual de precipitação entre os anos de

1981 a 2010, utilizando a base de dados CHIRPS (FUNK et al., 2015), conforme

mostrado na figura 9.

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Figura 9. Climatologia do acumulado anual de precipitação. Ponto roxoindica o lago estudado. Base de dados utilizada: CHIRPS.

Sinop possui uma temperatura media de 25°C e uma precipitação média de

1.818 mm por ano. O mês mais seco é o mês de Julho, com uma média de 2 mm de

precipitação, e Fevereiro o mais chuvoso, com uma média de 309 mm (fig. 10).

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Figura 10. Climograma do município de Sinop, MT, onde está localizado o Lago Barro Preto.Fonte: https://pt.climate-data.org/location/4077/.

6.3 GEOLOGIA

A área de estudo está inserida na Bacia dos Parecis, localizada no setor

sudoeste do Cráton Amazônico. A bacia ocupa uma área de 500.000 km², sendo

uma das maiores bacias intracratônicas brasileiras, datando do Paleozóico (BAHIA

et al., 2007). Sobreposta a esta, encontra-se a sub-bacia do Alto Xingu, de idade

Cenozóica. Seus sedimentos são pouco consolidados, constituídos de areia, silte e

argila, denominados Formação Ronuro (SCHOBBENHAUS et al., 1981). Esta

cobertura, que data do terciário/quaternário, foi formada durante a erosão da crosta

laterítica durante o Plioceno, depositando-se em depressão na área (LACERDA

FILHO, 2004).

Devido à presença fluvial, parte dos sedimentos da área está em constante

retrabalhamento, constituindo os depósitos aluvionares. Estes depósitos possuem

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sedimentos argilo-síltico-arenosos e conglomeráticos datando do Holoceno

(LACERDA FILHO, 2004) (Fig. 11).

6.4 PEDOLOGIA

Três tipos de solo destacam-se dentro da área de estudo: Latossolos

vermelho-amarelos distróficos, Neossolos flúvicos distróficos e Neossolos

quartzarênicos (fig.12).

Latossolos são solos típicos de regiões equatoriais e tropicais, com estação

seca pronunciada, apresentando alto grau de intemperização. O tipo Vermelho

amarelo é caracterizado com um solo mineral, bem drenado, permeável e poroso.

Sua espessura varia de “profundo” a “muito profundo” (EMBRAPA, 2006).

Figura 11. Representação das características geológicas da área de estudo. Adaptado de: Bahia etal.. (2018).

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44

Neossolos são solos recentes, que guardam características do material

originário, sendo definidos como solos pouco evoluídos e sem a presença de

horizonte diagnóstico. A classificação distrófica refere-se à baixa saturação por

bases (<50 %). Esse tipo de solo pode ocorrer em uma variedade de climas, e seu

material de origem também varia. Quando estes são sedimentos aluviais, o

Neossolo é dito “flúvico” (EMBRAPA, 2006).

6.5 VEGETAÇÃO

O lago estudado apresenta-se em uma área de Tensão Ecológica, definida

pelo IBAMA como uma justaposição (encraves) ou interpenetração (ecótonos) da

flora de duas regiões fitoecológicas (fig. 13). Ecótonos, por serem regiões formadas

Figura 12. Representação das características pedológicas da área de estudo. Adaptado de: Embrapa(2006).

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por biomas fronteiriços, são ricos em diversidade, apresentando espécies de ambos

os biomas e, por vezes, endemismo (IBAMA, 2003). São áreas dinâmicas,

fortemente influenciadas por variações no clima. Desta forma, a expansão e retração

desses ecótonos pode representar indícios de condições paleoclimáticas (MAYLE;

POWER, 2008) e o entendimento dessa dinâmica pode ajudar a determinar a

fragilidade desses ecossistemas frente às atuais mudanças climáticas.

Dados de 2003 mostram que o ecótono formado pelos biomas Floresta

Amazônica/Cerrado representa 4,85 % do território brasileiro, estando em sua

maioria presente no arco do desmatamento amazônico (IBAMA, 2003). São regiões

que estão sendo reduzidas devido ao avanço antrópico, sendo portanto um dos tipos

de fitoregiões mais ameaçados do estado do MT (ALENCAR et al. 2004).

Na área de estudo, três biomas se alternam e se misturam: Florestas

ombrófilas, Estacionais e Cerrado. Florestas ombrófilas são características de climas

úmidos, com temperaturas médias entre 22° C e 25° C. Nos terraços fluviais e

tabuleiros terciários da Amazônia, caracteriza-se por árvores de grande porte, com

gêneros como Havea, Bertholetia e Dinizia. Em sua fisionomia aberta, conta com

árvores mais espaçadas e uma transição para outros tipos de vegetação. No caso

da área de estudo, essa transição se dá para Florestas Estacionais. Estas regiões

fitoecológicas diferem da anterior pela alternância entre períodos úmidos e secos.

Alguns gêneros incluem Tabebuia, Switenia e Paratecoma (IBGE, 2004). As

Savanas (ou Cerrado, no Brasil) são fitoregiões de vegetação gramíneo-lenhosa

baixa, e, na área de estudo, com presença de árvores espaçadas de pequeno a

médio porte.

Em Sinop, as famílias que mais contribuem para a riqueza da flora são:

Leguminosae, Annonaceae, Lauraceae, Euphorbiaceae, Burseraceae,

Cecropiaceae, Melastomataceae, Rubiaceae e Sapindaceae (ARAÚJO, 2008).

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Figura 13. Representação dos biomas presentes na área de estudo e suas interações. Adaptado de:IBGE (2004).

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47

7 METODOLOGIA

7.1 COLETA, ABERTURA E ESTRATIGRAFIA

O testemunho BP1502 foi coletado em março de 2015, no lago Barro Preto,

localizado no Município de de Sinop, Mato Grosso. As coordenadas do ponto de

coleta são 55° 29' 54”W e 11° 52' 23” S. A coleta foi feita através de um sistema vibro

testemunhador com tubos de alumínio de 7,5 cm de diâmetro em campanha

realizada em maio de 2015. O testemunho coletado possui 3,85 m, tendo sido

cortado em dois para facilidade de locomoção. Estes ficaram embalados em abrigo

de sol e calor excessivo até o momento de abertura.

Para a abertura foi utilizada uma serra circular. Uma das metades do

testemunho foi separada, enquanto na outra procedeu-se com o fatiamento a cada 1

cm. Uma canaleta de dimensões conhecidas foi também introduzida na metade que

seria fatiada para a separação de alíquotas para a análise de densidade e teor de

água.

As características de cor e textura do perfil foram anotadas de acordo com as

referências da tabela de Munsell para solos (MUNSELL, 1992). A figura 14 ilustra os

dois cortes do perfil e a área de coleta.

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7.2 CARACTERIZAÇÃO FÍSICA E MINERALÓGICA DOS SEDIMENTOS

7.2.1 Densidade e teor d’água

Para a análise de densidade e teor d'água do material, alíquotas de um

volume conhecido de 1,5 cm x 1,5 cm foram pesadas, suas massas anotadas

(úmidos), e colocadas na estufa onde permaneceram até sua massa estabilizar.

Após a estabilização, a massa seca foi anotada e foram utilizadas as seguintes

fórmulas para os cálculos de densidade e teor d'água:

Figura 14. Localização do Lago Barro Preto, no município de Sinop (MT), e perfil sedimentar BP1502.

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7.2.1.1 Teor d'água:

[(Massa úmida - Massa seca) * 100] / Massa úmida

7.2.1.2 Densidade:

Massa seca / [Massa úmida/(1,5 * 1,5)]

Onde 1,5 x 1,5 são as dimensões da cubeta utilizada

7.2.2 Granulometria

Para o pré-tratamento, as amostras úmidas foram separadas a cada 2 cm, em

tubos falcon, e procedeu-se com a remoção da matéria orgânica através de ataque

com peróxido de hidrogênio em chapa aquecedora a 60° C até não ser observada

mais reação. Em seguida, adicionou-se hetamexafosfato de sódio a uma

concentração de 40 mg/l nos tubos falcon. Este reagente é um agente dispersante

químico utilizado para evitar que as partículas que compõem a amostra se

aglomerem. As amostras foram deixadas em mesa agitadora por 24 h para realizar a

dispersão física das partículas antes de serem analisadas no granulômetro.

Para a análise granulométrica foi utilizado o granulômetro a laser Cilas

modelo 1064, presente no laboratório de Sedimentologia da Universidade Federal

Fluminense. Foi gerado um gráfico com a classificação granulométrica (silte, areia e

argila) com o auxílio do programa GRADISTAT, disponível no endereço eletrônico

http://www.kpal.co.uk/gradistat.htm (BLOTT, 2000).

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7.3 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA

7.3.1 Análise de pigmentos sedimentares

69 alíquotas de 1 g úmidas, previamente congeladas em ultra-freezer, tiveram

seus pigmentos extraídos com 10 ml de acetona 90 % em tubos falcon cobertos com

papel alumínio, para evitar a reação destes com a luz. As amostras foram agitadas e

centrifugadas, tendo seus sobrenadantes reservados. Esse processo foi repetido

três vezes, assim, o sobrenadante final apresentou um volume de 30 ml (resultante

das três repetições). Em seguida, a leitura dos pigmentos sedimentares presentes

no sobrenadante final foi realizada em um espectrofotômetro de varredura no

intervalo de 350 a 800 nm, que encontra-se no Laboratório de Geoquímica Orgânica

do departamento de Geoquímica da UFF.

Como pode haver interferência de compostos que contribuem para picos de

absorbância na faixa desejada, uma correção de background é necessária. Para

essa correção, foi feita uma linha base entre 500 nm e 800 nm, que foi subtraída dos

picos encontrados (WETZEL, 1970) (fig. 15).

Figura 15. Gráfico espectral de absorbância de clorofila, evidenciando o cálculo feito para a correçãode background. Fonte: Cordeiro (1995).

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O resultado é expresso em termos de unidades arbitrárias, uma vez que o as

massas atômicas dos produtos da degradação da clorofila são desconhecidas.

Desta forma, as concentrações de pigmentos serão expressas como Unidades de

Derivados de Pigmentos Sedimentares (SPDU) por grama de matéria orgânica

(VALLENTYNE, 1955). Uma SPDU é igual a uma absorbância de 1,0 em uma célula

de 10 cm em 100 ml de solvente para 1,0 g de matéria orgânica (CORDEIRO, 1995).

7.3.2 Análises isotópicas e elementares de Carbono e Nitrogênio

Primeiramente, foi averiguada a presença de carbono inorgânico na forma de

carbonato, através de análise no instrumento TOC. Foram analisadas 20 amostras

de diferentes profundidades, em duplicata. Não houve detecção de carbonato de

acordo com os limites do método.

Em seguida, 97 alíquotas de sedimento seco macerado, de diferentes

profundidades, foram deixadas em estufa por pelo menos 24 h e então pesadas em

cápsulas de estanho. A massa amostral foi escolhida de acordo com a estimativa da

quantidade de carbono ao longo do perfil, assim amostras até 100 cm tiveram 25-30

g pesados, enquanto amostras mais profundas (>100 cm) tiveram entre 35-40 g.

As amostras sedimentares encapsuladas foram enviadas para análise em

analisador elementar PDZ Europa ANCA-GSL com interface para um espectrômetro

de massa de razão isotópica PDZ Europa 20-20 (Laboratoire de Mesure du Carbone

14, Paris, França).

7.4 GEOCRONOLOGIA

7.4.1 Datação com 14C

Oito pontos ao longo do perfil BP1502 foram escolhidos para a geocronologia.

As amostras foram secas em estufa a 60° C e homogeneizadas em graal de ágata.

Em seguida 3 delas foram enviadas para o Laboratoire de Mesures Carbone 14,

Bondy, França, onde foram analisadas em um Espectrômetro de Massa com

Aceleradores. As outras 5 tendo sido enviadas para o laboratório da International

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Chemical Analysis Inc., Miami, Estados Unidos da América. O pré-tratamento de

ambos os laboratórios incluiu a adição de HCl para a remoção do carbono

inorgânico das amostras. A Tabela 1 abaixo relaciona a profundidade, a referência da

amostra e sua respectiva datação.

Tabela 1. Amostras datadas com suas respectivas referências de laboratório eidades calibradas

Profundidade (cm) Referência da amostra Datação (cal AP.)

10 ICA-17OS/1069 412 ± 131

20 SacA49819 485 ± 103,5

57 SacA49820 692 ± 63

70 ICA-17OS/1070 817 ± 77

150 ICA-18OS/0401 1380 ± 113

230 SacA49821 1695 ± 113,5

300 ICA-18OS/0402 2088 ± 142

360 ICA-17OS/1071 2486 ± 220

As idades foram calibradas para anos cal AP. (antes do presente) através do

software OxCal 4.3, disponível no site: https://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal/OxCal.html. A

curva escolhida para a calibração foi a ShCal 13, pois é a curva mais atual para o

Hemisfério Sul (HOGG et al., 2013). A representação do modelo cronológico, bem

como a estimativa da taxa de sedimentação, foram geradas a partir do modelo

CLAM (BLAAUW, 2010).

7.4.1.1 Taxa de sedimentação

Para o cálculo da taxa de sedimentação do perfil, foi feita uma estimativa da

quantidade de material depositado por ano (com os dados de radiocarbono), através

da razão entre duas profundidades sucessivas e suas respectivas idades pelo

modelo CLAM. A taxa de sedimentação é expressa em cm/ano.

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7.5 ANÁLISES MICROSCÓPICAS

7.5.1 Análise de elementos microscópicos

Lâminas foram preparadas para 12 pontos escolhidos do testemunho a partir

do esfregaço de alíquotas de amostra úmida em uma gota de água sobre a lâmina.

Antes das lâminas serem analisadas por microscopia, esperou-se o material secar.

A análise de elementos microscópicos considerou os seguintes parâmetros a

serem contabilizados: matéria orgânica opaca (MO-O), matéria orgânica

avermelhada (MO-A), matéria orgânica acinzentada (MO-Ac), lignocelulose

transparente (Lc-T), lignocelulose opaca (Lc-O), quartzos (Q), diatomáceas (D),

espículas (E), carvões (C) e outros elementos (OE). A contabilidade desses

parâmetros foi feita a partir da malha quadriculada presente na ocular do

microscópio óptico. Para uma mesma lâmina, fazia-se a contagem de elementos em

trinta e cinco campos pela superfície amostral. A escolha dos campos foi aleatória.

Suas concentrações foram expressas em porcentagem do total de elementos

contabilizados por lâmina. A chave dos elementos analisados está representada

abaixo (fig.16).

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Figura 16. Chave para a identificação de elementos microscópicos. 1. Diatomáceas; 2. Partículas decarvão; 3.Espícula; 4. Lignocelulose opaca; 5. Lignocelulose transparente; 6.a. Matéria orgânicaacinzentada, b. matéria orgânica opaca, c. matéria orgânica avermelhada; 7. Quartzos.

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7.5.2 Análise de micropartículas de carvão

Alíquotas úmidas foram separadas a cada 4 cm e colocadas em tubos falcon.

Realizou-se extração alcalina dos ácidos úmicos (CORDEIRO, 1995), utilizando uma

solução de NaOH 20 %. A extração foi realizada até o sobrenadante encontrar-se

transparente. Em seguida, as amostras foram filtradas em filtros de acetato de

celulose Millipore em duplicata, secos em estufa e seus pesos, uma vez

estabilizados, anotados.

Em seguida, os filtros foram dissolvidos em lâminas de acrílico através da

adição de Acetato de Etila. As lâminas foram então analisadas em microscópio

óptico para a contagem das micropartículas de carvão. Para cada lâmina, foram

realizadas 10 contagens. As partículas eram visualizadas através do sorftware IMAQ

Vision Builder e suas características de área e formato anotadas.

7.6 SUMÁRIO DAS ANÁLISES REALIZADAS

A tabela 2 abaixo representa todas as análises realizadas neste trabalho, com

seu respectivo número amostral e pré tratamento aplicado.

Tabela 2. Resumo das análises realizadas no testemunho BP1502

Análise Número amostral

Densidade 384

Teor de água 384

Granulometria 192

Pigmentos sedimentares 69

Razão elementar C/N 97

Isótopo de Carbono 97

Isótopo de Nitrogênio 97

Datação radiocarbônica 8

Elementos microscópicos 12

Micropartículas de carvão 94

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8 RESULTADOS

8.1 SEDIMENTOLOGIA

8.1.1 Descrição do testemunho

O testemunho BP1502 possui um comprimento total de 3,84 m e sua

estratigrafia foi descrita de acordo com a tabela de Munsell, como representado pela

figura 17. Não foram encontrados restos vegetais ou bioturbação no testemunho.

Entre 176 e 208 cm a estratigrafia apresentou coloração marrom escuro, de

acordo com a tabela de Munsell. Essa unidade continha sedimento ligeiramente

mais arenoso e seco do que o resto do perfil.

Entre 175 cm e 375 cm, a textura caracteriza-se por ser argilosa, com cor

cinza muito escuro. Ao longo desta secção, foi possível observar algumas

laminações de cor verde-oliva nas profundidades 215 cm, 329 cm, 348 cm e 366 cm.

Entre 50 cm a 175 cm a estratigrafia caracteriza-se por sedimentos argilosos muito

escuros, apresentando textura homogênea. O topo do perfil, de 0 cm a 50 cm,

apresentou, segundo a tabela de Munsell, cor marrom muito escuro acinzentado. A

tabela 3 abaixo resume as características litológicas encontradas.

Tabela 3. Descrição da estratigrafia do testemunho BP1502

Seção (cm) Caracterização do

sedimento

Cor Código da

cor

0 – 50 Argiloso Marrom acinzentado

muito escuro

10YR 3/2

50 – 175 Argiloso Argila muito escura 5Y 3/1

175 – 375 Argiloso Cinza muito escuro 10YR 3/1

Laminações em 215, 329, 348 e

366

Argiloso Verde-oliva 2.5Y 4/3

375 – 384 Arenoso Marrom escuro 10YR 3/3

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A determinação de fases sedimentares ao longo do testemunho foi feita a

partir de uma análise de Cluster das variáveis analisadas. Foram determinadas cinco

fases, como expresso na tabela 4 abaixo.

Tabela 4. Determinação de fases do testemunho BP1502

Fase Seção (cm) Idade (anos cal AP.)

I 0 – 34 0 – 600

II 34 – 120 600 – 1.300

III 120 – 202 1.300 – 1.600

IV 202 – 312 1.600 – 2.245

V 312 – 384 2.245 – 3.100

Figura 17. Descrição das unidades estratigráficasdo testemunho BP1502 com base na tabela deMunsell.

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8.1.2 Geocronologia

As idades obtidas a partir da datação de oito amostras do testemunho

BP1502 foram calibradas através da curva de calibração SHCal13 (HOGG et al.,

2013). Para a determinação do modelo cronológico foi utilizado o software CLAM

(BLAAUW, 2010), como pode ser visto na figura 18. A base do perfil apresentou uma

idade de 3.100 anos cal AP., marcando o início do Holoceno Superior.

A fase V é compreendida entre 2.245 e 3.100 anos cal AP. A fase IV insere-se

no período entre 2.245 e 1.600 anos cal AP. A fase III de 1.600 a 1.300 anos cal AP.

A fase II compreende o período entre 1.300 e 600 anos cal AP.. A fase I insere-se

entre 890 e 0 anos cal AP.. As amostras datadas com suas respectivas idades e

intervalos de confiança podem ser observados na tabela 5. A taxa de sedimentação

do testemunho variou conforme pode ser observado na figura 18. Durante a fase V,

a taxa de sedimentação apresentou valor médio de c. 0,08 cm/ano. Na fase IV esta

taxa aumentou, chegando ao valor médio de 0,33 cm/ano. A maior sedimentação foi

durante a fase III, com uma taxa média de c. 0,63 cm/ano. A média da fase II foi de

0,14 cm/ano e da fase I de 0,13 cm/ano.

Tabela 5. Amostras datadas e calibradas para anos cal AP.

Código do

laboratório

Profundidade

(cm)

Idade 14C Idade calibrada

(anos cal AP.)

Intervalo de

confiança (95%)

ICA-17OS/1069 10 50 ± 30 110 28 - 251

SacA49819 20 520 ± 30 540 509 - 622

SacA49820 57 750 ± 30 690 663 - 728

ICA-17OS/1070 70 990 ± 30 890 805 - 956

ICA-18OS/0401 150 1660 ± 30 1560 1447 - 1617

SacA49821 230 1735 ± 30 1650 1572 - 1714

ICA-18OS/0402 300 2120 ± 30 2100 2010 - 2282

ICA-17OS/1071 360 2730 ±30 2820 2768 - 2913

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8.1.3 Densidade aparente e Teor de água

A densidade aparente na fase V apresentou valores com máximo de 1,72

g/cm³, mínimo de 1,00 g/cm³ e valor médio de 1,25 g/cm³. É nessa fase onde seu

valor máximo ao longo do perfil pode se encontrado. Durante a fase IV, seu valor

máximo foi de 0,99 g/cm³, mínimo de 0,79 g/cm³ e médio de 0,90 g/cm³. A fase III

apresentou um valor máximo foi de 1,14 g/cm³, mínimo de 0,65 g/cm³ e médio de

0,87 g/cm³. O valor máximo encontrado na fase II foi de 1,17 g/cm³, com mínimo de

0,65 g/cm³ e média de 0,82 g/cm³. A fase I mostra valores máximo de 0,85 g/cm³,

mínimo de 0,65 g/cm³ e médio de 0,77 g/cm³ (tabela 6).

O teor de água da fase V apresentou valor médio 44,37 %, oscilando entre

23,61 % e 55,65 %. A fase IV apresentou valor médio de 64,70 %, oscilando entre

Figura 18. Geocronologia do testemunho BP1502. A linha pontilhada vermelha representaa taxa de sedimentação do perfil, enquanto as pontilhadas cinzas representam valores deidades máxima e mínima, enquanto a linha preta representa a melhor idade estimada. Ospontos verdes são as amostras datadas, com seus respectivos erros.

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56,20 % e 59,90 %. Durante a fase III a média do teor de água foi de 49,39 %, com

valor máximo e mínimo de 71,09 % e 49,39 %, respectivamente. A fase II apresentou

média de 63,61 %, um mínimo de 48,19 % e máximo de 71,12 %. A fase I

apresentou média de 65,64 % e valores mínimo e máximo de 62,08 % e de 68,33 %,

respectivamente. Esses resultados estão sumarizados na tabela 6 e representados

na figura 19.

Teor de água (%)20 40 60

Profu

ndida

de (c

m)

0

50

100

150

200

250

300

350

Densidade aparente (g/cm3)

0,8 1,2 1,6

110540

690890

1560

1650

2100

2820

Idad

e (a

nos c

al A.P

)

I

II

III

IV

V

Fas

es d

e se

dim

enta

ção

Figura 19. Valores de teor de água e densidade aparente do perfil BP1502 contra suaprofundidade, apresentando suas fases demarcadas e as datações realizadas.

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Tabela 6. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetrosdensidade e teor de água do testemunho BP1502

Fase Profundidade (cm) Densidade (g/cm³) Teor de água (%)

V 312 - 384 Máx.

Méd.

Mín.

1,72

1,25

1,00

55,65

44,37

23,61

IV 202 - 312 Máx.

Méd.

Mín.

0,99

0,90

0,79

64,70

59,90

56,20

III 120 - 202 Máx.

Méd.

Mín.

1,14

0,87

0,65

71,09

61,42

49,39

II 34 - 120 Máx.

Méd.

Mín.

1,17

0,82

0,65

71,12

63,61

48,19

I 0 - 34 Máx.

Méd.

Mín.

0.85

0,77

0,65

68,33

65,64

62,08

8.1.4 Granulometria

O perfil BP1502 apresentou granulometria silto-argilosa, com as frações mais

grossas presentes em maior proporção na base do testemunho. A comparação entre

as respostas das frações Argila + silte muito fino (ASMF) e silte médio permite

discriminar a variação de energia do sistema, visto que essas duas frações são

inversamente proporcionais e responsáveis pelas maiores variações ao longo do

perfil (figura 20).

Durante a fase V, os valores médios de silte grosso e médio foram de 6,04 %,

21,91 %, respectivamente; enquanto silte fino teve média de 24,37 % e ASFM

apresentou média de 47,35 %. Os valores médios para a fase IV de silte grosso e

médio foram, respectivamente, 2,96 % e 18,96 %. As médias para as frações mais

finas foram de 23,11 % para silte fino e de 54,61 % para ASMF. Para a fase III, as

médias de silte médio e grosso foram de 22,68 % e 3,65 %, respectivamente,

enquanto a média de ASMF foi de 51,97 % e silte fino de 21,68 %. Durante a fase II,

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62

a granulometria apresentou uma média de 16,70 % para o silte médio e de 2,69 %

para o silte grosso contra médias para ASMF de 58,60 % e de 22,01 % para o silte

fino. A fase I mostrou médias de 3,28 % e 18,81 % para silte grosso e médio,

respectivamente, e de 56,31 % para ASMF e 21,60 % para silte fino. Os valores para

cada fase podem ser encontrados na tabela 7.

Argila + SMF (%)

30 35 40 45 50 55 60 65 70Profu

ndida

de (c

m)

0

50

100

150

200

250

300

350

Silte fino (%)

15 20 25 30

Silte médio (%)

10 15 20 25 30

Silte grosso (%)

0 5 10 15 20

I

II

III

IV

V

110540

690890

1560

1650

2100

2820

Idad

e (a

nos c

al A.P

)

Figura 20. Contribuição relativa das frações granulométricas ao longo do perfil BP1502.

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63

Tabela 7. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para a granulometria dotestemunho BP1502

Fase Profundidade (cm) Argila + silte

muito fino (%)

Silte fino

(%)

Silte médio

(%)

Silte grosso

(%)

V 312 - 384 Máx.

Méd.

Mín.

56,28

47,35

35,64

28,12

24,37

19,06

24,77

21,91

16,67

17,95

6,04

0,00

IV 202 - 312 Máx.

Méd.

Mín.

61,17

54,61

47,24

27,05

23,11

19,58

25,60

18,96

14,34

13,09

2,96

0,42

III 120 - 202 Máx.

Méd.

Mín.

59,42

51,97

44,01

24,73

21,68

16,81

29,44

22,68

16,45

10,31

3,65

0,40

II 34 - 120 Máx.

Méd.

Mín.

64,60

58,60

49,05

25,02

22,01

18,32

27,61

16,70

10,39

5,20

2,69

0,00

I 0 - 34 Máx.

Méd.

Mín.

60,65

56,31

49,56

23,14

21,60

18,46

25,89

18,81

14,93

6,10

3,28

0,91

8.2 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA

8.2.1 Análises elementares de Carbono e Nitrogênio

Para o carbono orgânico total (COT), na fase V a média foi de 1,56 %, com

valores de máximo e mínimo de 1,77 % e 1,20 %, respectivamente. Na fase IV, o

valor médio foi de 2,49 %, oscilando entre 3,26 % e 2,11 %. A fase III apresentou

valor médio de 2,97 %, com valor mínimo de 2,42 % chegando ao máximo de 3,62

%. Na fase II, a média foi de 4,02 %, máximo de 4,31 % e mínimo de 3,62 %.

Durante a fase I houve um aumento, resultando em valores máximo de 5,68 %,

médio de 4,81 % e mínimo de 3,83 %, como representado pela figura 21.

Na fase V os valores de Nitrogênio total (NT) apresentaram média de 0,11%,

oscilando entre 0,15 % e 0,08 %. A fase IV apresentou valor médio de 0,21%,

variando entre 0,28 e 0,18 %. Na fase III os valores de NT apresentaram valor médio

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64

de 0,25%, oscilando entre 0,31 % e 0,2 % A fase II apresentou média de 0,33 %, e

valores máximo e mínimo de 0,35 e 0,31 %, respectivamente. A fase I apresentou

média de 0,42%, máximo de 0,51 e mínimo de 0,34% (tabela 8).

Durante a fase V, a razão C/N apresentou um valor médio de 13,72, com

máximo de 16,64 e mínimo de 12,05. Na fase IV sua média foi de 11,95, oscilando

entre 12,7 e 11,46. A fase III apresentou média de 11,96, com máximo e mínimo de

12,55 e 11,26, respectivamente. Na fase II a média foi de 12,00, com valores entre

12,50 e 11,42. A fase I teve valor médio de 11,39, oscilando entre 11,82 e 10,80.

(tabela 8).

Tabela 8. Valores médios, máximos e mínimos obtidos para os parâmetrosorgânicos

Fase Profundidade

(cm)

COT (%) NT (%) C/N δ13C (‰) δ15N (‰)

V 312 - 384 Máx.

Méd.

Mín.

1,77

1,56

1,21

0,15

0,11

0,08

16,64

13,72

12,05

-22,97

-24,40

-26,50

7,29

6,21

4,64

IV 202 - 312 Máx.

Méd.

Mín.

3,26

2,49

2,11

0,28

0,21

0,18

12,70

11,95

11,46

-28,29

-29,51

-31,39

4,36

2,94

1,27

III 120 - 202 Máx.

Méd.

Mín.

3,62

2,97

2,42

0,31

0,25

0,20

12,55

11,96

11,26

-29,24

-30,42

-31,67

2,26

0,94

0,18

II 34 - 120 Máx.

Méd.

Mín.

4,31

4,02

3,62

0,35

0,33

0,31

12,50

12,00

11,42

-31,56

-32,09

-32,44

1,81

0,90

0,30

I 0 - 34 Máx.

Méd.

Mín.

5,68

4,81

3,83

0,51

0,42

0,34

11,82

11,39

10,80

-32,07

-33,01

-33,65

2,11

1,49

1,16

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65

COT (%)

1 2 3 4 5 6Profu

ndida

de (c

m)

0

50

100

150

200

250

300

350

Razão C/N

11 12 13 14 15 16 17

13C (‰)

-34 -32 -30 -28 -26 -24 -22

15N (‰)

0 2 4 6

Pigmentos sedimentares (SPDU)

0 2 4 6 8

I

II

III

IV

V

Fas

es d

e s

edim

enta

ção

110540

690890

1560

1650

2100

2820

Idad

e (a

nos c

al A.P

)

Figura 21. Parâmetros orgânicos por profundidade e com os pontos datados. Fases indicadas pela coluna a direita.

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66

8.2.2 Análises isotópicas de Carbono e Nitrogênio

Na fase V, a composição isotópica do carbono apresentou máximo de -22,97

‰, mínimo de -26,50‰ e uma média de -24,4 ‰ (figura 21). Durante a fase IV, a

média foi de -29,51 ‰, oscilando entre -28,29 ‰ e -31,39 ‰. Na fase III, o valor

médio foi de -30,42 ‰, com máximo e mínimo de -29,24 ‰ e -31,67 ‰,

respectivamente. A fase II apresentou uma média de -32,09 ‰, máximo de -31,56 ‰

e mínimo de -32,44 ‰. Durante a fase I os chegaram a uma média de -33,01 ‰,

máximo de -32,07 ‰ e mínimo de -33,65 ‰ (tabela 8).

Os resultados isotópicos do nitrogênio mostram uma fase V com média de

6,21 ‰, máximo de 7,29 ‰ e mínimo de 4,64 ‰ (figura 21). A fase IV apresenta

média de 2,94 ‰ e varia entre 4,36 ‰ e 1,27 ‰. Na fase III a média é de 0,94 ‰

com valor máximo de 2,26 ‰ e mínimo chegando a 0,18 ‰. Durante a fase II, a

média fica em 0,90 ‰, variando entre 1,81 ‰ e 0,30 ‰. A fase I apresentou uma

média de 1,49 ‰ com valor máximo de 2,11 ‰ e mínimo de 1,16 ‰. Os valores de

δ15N e δ13C podem ser vistos na tabela 8 e na figura 25.

8.2.3 Análise de pigmentos sedimentares

Os pigmentos sedimentares podem ser observados na figura 21. A fase V

apresenta valore médio da concentração de pigmentos sedimentares igual a 1

SPDU, com um mínimo de 0,06 SPDU e máximo de 2,49 SPDU. Na fase IV pode ser

observado uma média de 3,94 SPDU, com valor máximo de 5,49 SPDU e mínimo de

2,17 SPDU. A fase III mostra valores médio, máximo e mínimo de, respectivamente,

3,65, 4,90 e 2,86 SPDU. Durante a fase II, a média é de 3,50 SPDU, oscilando entre

5,84 e 2,21 SPDU. Para a fase I, a média foi de 6,31 SPDU com valor máximo de

8,01 SPDU e mínimo de 5,33 SPDU, como pode ser observado na tabela 9.

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67

Tabela 9. Valores de máximo, média e mínimo para a análise de pigmentossedimentares

Fase Profundidade (cm) Pigmentos

sedimentares (SPDU)

V 312 - 384 Máx.

Méd.

Mín.

2,49

1,00

0,06

IV 202 - 312 Máx.

Méd.

Mín.

5,49

3,94

2,17

III 120 - 202 Máx.

Méd.

Mín.

4,90

3,65

2,86

II 34 - 120 Máx.

Méd.

Mín.

5,84

3,50

2,21

I 0 - 34 Máx.

Méd.

Mín.

8,01

6,31

5,33

8.3 ANÁLISES MICROSCÓPICAS

8.3.1 Análise de elementos microscópicos

A análise qualitativa dos elementos microscópicos escolhidos é apresentada

por meio de histogramas de frequência (fig. 22). Pode ser observado que o número

de diatomáceas na fase V foi o menor registrado, crescendo na fase III até chegar a

um valor máximo na fase II de 37,6 %. Na fase I esse valor chega a 13,3 %. Já para

carvões, a maior frequência foi encontrada na fase V, com média de 15,5 %, assim

como para quartzos, com média de 60%. O registro de micropartículas de carvão foi

melhor avaliado através da técnica apresentada no tópico 8.3.2.

A MO-A apresentou no geral uma tendência de aumento, chegando a um

valor máximo de 43,7 % na fase I. A matéria orgânica acinzentada e opaca se

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68

comportaram de forma similar, atingindo valores máximos na fase II de 10,5 % e 7,8

%, diminuindo em seguida. A LC-T mostra uma pequena tendência de diminuição,

com os maiores valores registrados nas fases IV e V. A LC-O, por sua vez, apresenta

um aumento a 57 cm, com 3,3 %. As espículas mostram uma tendência de aumento,

registrando um valor máximo na fase I, com média de 4 % para esta fase.

Figura 22. Histograma cumulativo de frequência de contagem para aanálise de elementos microscópicos do testemunho BP1502. Onde:matéria orgânica opaca (MO-O), matéria orgânica avermelhada (MO-A),matéria orgânica acinzentada (MO-Ac), lignocelulose transparente (LC-T),lignocelulose opaca (LC-O), quartzos (Q), diatomáceas (D), espículas (E)e carvões (C).

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69

8.3.2 ANÁLISE DE MICROPARTÍCULAS DE CARVÃO

As médias para a quantidade de partículas de carvão para as fases V, IV, III, II

e I foram, respectivamente, 3,96 x 106, 5,45 x 106, 5,65 x 106, 7,20 x 106 e 4,82 x 106

nº partículas/g (figura 23).

O tamanho médio das partículas para a fase V apresentou uma média de

33,12 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m e 30,68 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m,

respectivamente. Durante a fase II, apresentou média de 20,83 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m. Na fase I o

tamanho das partículas chegou a um valor médio de 22,62 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m.

O fluxo de carvões durante a fase V apresentou uma média de 3,85 x 105

partículas/cm²ano. Na fase IV o valor médio foi de 1,46 x 106 partículas/cm²ano. A

média da fase III foi de 2,34 x 106 partículas/cm²ano. Durante a fase II o valor médio

foi de 9,40 x 105 partículas/cm²ano. A fase I apresentou uma média de 5,55 x 105

partículas/cm²ano. Estes valores estão representados na tabela 10.

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70

Tabela 10. Valores médios, máximos e mínimos das análises de partículascarbonizadas do testemunho BP1502

Fase Profundidade

(cm)

Nº partículas

carbonizadas

Tamanho das

partículas ( μm)m)

Fluxo de

carvão

(partículas/c

m²ano)

V 312 - 384 Máx.

Méd.

Mín.

6,95 x 106

3,96 x 106

1,45 x 106

70,40

33,12

19,18

7,25 x 105

3,85 x 105

1,76 x 105

IV 202 - 312 Máx.

Méd.

Mín.

7,95 x 106

5,45 x 106

2,97 x 106

42,65

24,54

11,55

5,12 x 106

1,46 x 106

2,36 x 105

III 120 - 202 Máx.

Méd.

Mín.

8,00 x 106

5,65 x 106

2,63 x 106

73,38

30,68

18,91

4,77 x 106

2,34 x 106

3,71 x 105

II 34 - 120 Máx.

Méd.

Mín.

1,36 x 107

7,20 x 106

1,80 x 106

30,83

20,83

13,88

2,00 x 106

9,40 x 105

1,85 x 105

I 0 - 34 Máx.

Méd.

Mín.

7,32 x 107

4,82 x 106

2,79 x 106

69,22

22,62

12,49

1,27 x 106

5,55 x 105

6,37 x 104

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71

microcarvoes x104/g

0 500 1000 1500Profu

ndid

ade

(cm

)

0

50

100

150

200

250

300

350

microcarvoes.cm2.ano x104

200 400 600

110540

690890

1560

1650

2100

2820

Idad

e (a

nos

cal A

.P)

I

II

III

IV

V

Fas

es d

e s

edim

enta

ção

Figura 23. Tamanho médio das partículas de carvão, fluxo de carvão e número departículas de carvão ao longo da profundidade para o testemunho BP1502. Fases edatações também estão expressas em colunas consecutivas à direita.

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72

9 DISCUSSÃO

9.1 INTERPRETAÇÃO DAS FASES

O lago Barro Preto apresentou períodos de baixa sedimentação alternados

com um período de alta sedimentação, evidenciando um ambiente deposicional

sujeito a variações de hidrodinâmica ao longo do Holoceno superior. Essas

variações, em conjunto com a interpretação da origem da MO e processos pelos

quais esta passou, permite a reconstrução climática do paleoambiente.

A análise de cluster no perfil BP1502 permitiu a identificação de cinco fases

distintas de sedimentação, cobrindo os últimos 3.100 anos cal AP., que serão

discutidas a seguir. O resumo das principais características das fases pode ser

encontrado na tabela 11.

9.1.1 Fase V (Período: 3.100 a 2.245 Anos cal AP.)

A fase V compreende o período entre c. 3.100 e 2.245 anos cal AP., podendo

representar a transição entre o Holoceno médio e o Holoceno superior. Essa

transição marca a passagem de um clima mais seco para um mais úmido na

Amazônia, como discutido em diversos trabalhos (CORDEIRO et al., 1997;

SIFEDDINE et al., 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al., 2007; MOREIRA et al.,

2013; BUSH et al., 2007). Para o lago Barro Preto, do presente estudo, pôde-se

observar essa transição climática através de análise da geoquímica da matéria

orgânica, discutida a seguir.

A paleohidrodinâmica desta fase apresenta uma granulometria mais grossa

em comparação às outras fases, com porcentagens de silte grosso chegando a

17,95 %. A presença majoritária de quartzos nesta fase, assim como valores mais

elevados de densidade aparente e baixo teor de água do testemunho também

indicam a ocorrência de granulometria mais grossa durante este período. A maior

granulometria desta fase sugere maior hidrodinâmica do ambiente, o que seria

comum em climas mais secos devido ao aumento da frequência e intensidade de

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73

eventos torrenciais erosivos (e.g. BARBOSA et al., 2004; COLINVAUX; OLIVEIRA;

BUSH, 2000). A elevada hidrodinâmica como consequência de uma maior

ocorrência de ventos torrenciais também é evidenciada pelos valores mais elevados

da razão C/N, que indica maior aporte de MO alóctone em detrimento de uma MO

autóctone de origem fitoplanctônica. A presença de MO-A e MO-O junto a elementos

lignocelulósicos e carvões também representa maior aporte de MO de origem

alóctone (SIFEDDINE et al., 1994), corroborando para a ocorrência de maior entrada

de material proveniente da bacia de drenagem. A prolongação de um período seco

pode levar a modificações na vegetação, com a substituição de florestas úmidas

(plantas C3) por vetegação C4 (como indicado pelo δ13C, discutido mais adiante). A

diminuição da cobertura vegetal aumenta o risco de erosão das margens do lago

(OCHOA et al., 2016). Desta forma, eventos de precipitação poderiam levar a uma

deposição abrupta de sedimentos.

Os baixos valores de COT encontrados nesta fase, unido aos baixos valores

de pigmentos sedimentares, indicam que os índices de produtividade lacustre

durante este período eram baixos, estando de acordo com os valores mais positivos

de δ13C, que representam uma assinatura isotópica com presença de plantas C4.

Estes dados indicam a ocorrência de um clima mais seco em relação ao resto do

testemunho, como pode ser visto nos diagrama Razão C/N versus δ13C e isotópico,

representados pelas figuras 24 e 25. Os dados observados através da análise

microscópica de sedimento bruto indicam baixa presença de espículas de esponjas

lacustres e diatomáceas durante esta fase, corroborando para a baixa produtividade

e, portanto, sugerindo um menor nível do lago (COSTA, 2006). Os baixos valores de

COT também podem representar condições oxidativas, que seriam mais fortes em

uma coluna d’água menor (BURBRIDGE; MAYLE; KILLEEN, 2004; TURCQ et al.,

2002), indicando que o nível do lago durante esta fase era mais baixo, característico

de climas mais secos.

Como a origem da MO é predominantemente terrestre os altos valores de

δ15N desta fase podem ser explicados por duas condições: (1) Altas taxas de

desnitrificação e (2) Ciclagem da MO. Apesar da (1) desnitrificação ser uma possível

explicação para altos valores de δ15N, aqui parece improvável devido às condições

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oxidativas sugeridas pelas baixas concentrações de COT. Desta forma, os altos

valores de δ15N presentes nesta fase provavelmente são devidos à (2) Ciclagem da

MO, associado a um ambiente com baixa produtividade lacustre e a uma baixa taxa

de sedimentação (FINLAY et al., 2007). Já que a produtividade lacustre era baixa

neste período, atestado pelos baixos valores de pigmentos sedimentares, a baixa

disponibilidade de nutrientes favorece a ocorrência de uma maior ciclagem da MO,

explicando os valores mais elevados de δ15N encontrados nesse período.

A análise das relações estatísticas entre os parâmetros analisados no

material sedimentar do Lago Barro Preto, representada na tabela 11, corroboram

para as interpretações apresentadas. A forte correlação negativa do δ13C com COT e

com os pigmentos sedimentares sugere que o maior aporte de plantas C4 (maiores

valores de δ13C), que evidenciam condições climáticas mais secas, ocorrem em

períodos de baixa produtividade lacustre (sugerida por baixos valores de COT e de

pigmentos sedimentares). As fortes correlações negativas que a densidade

apresentou em relação ao COT e aos pigmentos sedimentares corroboram para as

interpretações paleohidrológicas apresentadas. Como o aumento da densidade pode

ser interpretado como aumento da presença de grãos mais grossos, esta relação

negativa com o COT e os pigmentos sedimentares sugere que quanto maior é a

hidrodinâmica do ambiente (indicado pela maior densidade) menor é a produtividade

lacustre (sugerida quando os valores de COT e pigmentos são baixos), interligando

a ocorrência de eventos torrenciais a condições climáticas mais secas (BARBOSA et

al., 2004) nesta região. Durante fases secas, há uma maior ocorrência de eventos

extremos, que carreiam sedimentos mais grossos da bacia de drenagem; ao

contrário, em fases mais úmidas, a energia do sistema é menor e permite a

deposição da argila. Em relação à origem da matéria orgânica durante esses

eventos torrenciais, a relação positiva entre densidade e a razão C/N evidencia que

quando a hidrodinâmica deste ambiente é maior, o aporte de material terrestre

também aumenta (sugerido por valores mais elevados de C/N) da bacia de

drenagem para este sistema lacustre.

Destacam-se também as correlações observadas entre a composição

isotópica do nitrogênio e os demais parâmetros. A forte correlação negativa entre o

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δ15N e o COT e a correlação negativa entre o δ15N e a concentração de pigmentos

sedimentares indicam que a elevação dos valores de δ15N observados nessa fase

não sugere a presença de maior atividade fitoplanctônica, como geralmente os

valores mais elevados de δ15N são interpretados. Neste caso, podemos interpretar

essa elevada composição isotópica do nitrogênio como a ocorrência de uma maior

ciclagem da MO, já que a produtividade lacustre era baixa neste período, como já

discutido anteriormente. A forte correlação positiva entre o δ15N e o δ13C também

reforça essa hipótese, uma vez que valores mais elevados de δ13C sugerem maior

contribuição de plantas C4, indicando a ocorrência de climas relativamente mais

secos com baixa disponibilidade de nutrientes.

Tabela 11. Correlação de Spearman para as variáveis do testemunho BP1502.Marcadas em vermelho temos as correlações negativas significativas para 99%de confiança, em verde, as positivas

Variáveis Teor d'água Densidade COT NT C/N δ13C δ15N Pigmentos

Teor

d'água

1,000 -0,999 0,805 0,797 -0,485 -0,808 -0,713 0,528

Densidade -0,999 1,000 -0,804 -0,797 0,486 0,808 0,712 -0,528

COT 0,805 -0,804 1,000 0,986 -0,453 -0,971 -0,829 0,548

NT 0,797 -0,797 0,986 1,000 -0,530 -0,980 -0,823 0,550

C/N -0,485 0,486 -0,453 -0,530 1,000 0,524 0,434 -0,436

δ13C -0,808 0,808 -0,971 -0,980 0,524 1,000 0,811 -0,550

δ15N -0,713 0,712 -0,829 -0,823 0,434 0,811 1,000 -0,332

Pigmentos 0,528 -0,528 0,548 0,550 -0,436 -0,550 -0,332 1,000

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Figura 24. Diagrama de origem da matéria orgânica baseada na razão C/N e δ13C. Valoreslimites adaptados de Moreira (2012).

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9.1.2 Fase IV (período de 2.245 a 1.600 anos cal AP.)

A fase IV está compreendida entre as profundidades de 312 a 202 cm,

correspondendo ao período de c. 2.245 a 1.600 anos cal AP.

Nesta fase há um aumento da taxa de sedimentação para uma média de 0,12

cm/ano, bem como uma diminuição do tamanho da fração granulométrica, chegando

a um valor médio de argila e silte muito fino de 55 %. Esses parâmetros indicam

uma baixa na energia do sistema, permitindo a deposição dos sedimentos em

suspensão. A porcentagem de quartzos diminuiu de uma média de 60 % na fase

anterior para c. 18 % nesta fase, também sugerindo menor hidrodinâmica. Essa

redução da hidrodinâmica mostra um sistema menos afetado por eventos abruptos,

ou seja, um clima mais estável.

A origem da MO desta fase, como representado pelo diagrama de δ13C e

razão C/N, mostra uma redução significativa da contribuição de MO de plantas C4

no material sedimentar. A acentuada redução da razão C/N conjuntamente com

Figura 25. Diagrama de origem e processos da matéria orgânica baseada nos isótoposδ15N e δ13C.

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valores mais elevados de pigmentos sedimentares indica maior influência de matéria

orgânica fitoplanctônica. Essa mudança sugere uma transição para um clima mais

úmido, com maior produtividade lacustre e nível do lago, atestada também pela

elevação dos valores de COT. A análise dos elementos microscópicos também

sugere um aumento da biomassa fitoplanctônica, com um aumento da contribuição

de MO-Ac. Valores mais elevados de MO-O e MO-A indicam que a influência de

vegetação da bacia de drenagem também ocorreu.

A transição de condições climáticas mais secas para características de um

clima mais úmido a partir da fase IV fica evidenciada através da correlação

significativa e negativa entre os pigmentos sedimentares e a razão C/N, sugerindo

que quando há mais pigmentos no material sedimentar a razão C/N é mais baixa,

representando maior biomassa fitoplanctônica. Essa interpretação é apoiada pela

correlação negativa entre δ13C e pigmentos (-0,550): um menor δ13C indica a

contribuição de fitoplâncton e C3 no sinal isotópico, enquanto os pigmentos

aumentam, mostrando maior produtividade. A correlação entre COT e δ13C de -0,971

mostra que quando o δ13C fica mais negativo, representando influência de plantas

C3, o COT aumenta, evidenciando condições de maior nível do lago e, portanto, de

maior umidade.

9.1.3 Fase III (Período de 1.600 a 1.300 anos cal AP.)

A fase III cobre o período de 1.600 a 1.300 anos cal AP. entre as

profundidades de 202 a 120 cm. Um evento abrupto de sedimentação entre 1.650 e

1.560 anos cal AP. pode ter ocorrido nesta fase, representado por uma taxa de

sedimentação mais elevada, chegando aos maiores valores do testemunho (c. 0,9

cm/ano). Sedimentos de idade uniforme ao longo de uma extensão específica do

testemunho sugerem uma alta taxa de deposição em curto período de tempo,

formando um pacote sedimentar (AALTO, 2003). Uma mudança na granulometria

mostra que no início desta fase ocorreu uma redução da concentração de argila e

silte fino e um aumento de silte médio e grosso. Essa variabilidade de tamanho de

grãos pode indicar eventos erosivos (VIANA et al., 2014).

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Um aumento no tamanho dos grãos geralmente está associado a uma baixa

da concentração de MO (MEYERS, 2003), que ocorre nesta fase e é acompanha por

um leve aumento nos valores de δ13C. Esse enriquecimento de δ13C seguido da

entrada de MO carreada da área de drenagem devido à intensa precipitação

associada ao El Niño pode representar uma redução da produtividade lacustre

acompanhada por uma contribuição de plantas C4, ambos indicando a ocorrência de

condições climáticas mais secas, ou pode representar a decomposição desta

matéria orgânica pelos organismos do lago (GILLON et al., 2012; LIU et al., 2006). O

fracionamento isotópico causado pela degradação da MO e a transferência desta

entre os compartimentos biológicos são processos complexos e dependentes de

diversos fatores físicos, químicos e biológicos. A Teoria da Qualidade Contínua

estipula que há uma degradação preferencial do carbono da MO de acordo com a

qualidade desta. Nesta visão, um composto de maior qualidade seria mais

rapidamente degradado. Compostos de lignina, por exemplo, cuja decomposição

geraria sinais mais empobrecidos de δ13C, têm baixa qualidade, sendo degradados

apenas após o consumo de outros compostos (AGREN; BOSATTA; BALESDENT,

1996). O sinal isotópico enriquecido desse período (c. 180 cm a 128 cm) pode ser

explicado pela degradação inicial de uma MO não lignítica, e pela utilização

preferencial do isótopo mais leve (12C) para a respiração durante a degradação, por

questões cinéticas, aumentando o teor de 13C nos sedimentos.

Os derivados de pigmentos sedimentares tiveram uma diminuição durante a

fase, também indicando um menor nível do lago associado a um clima menos

úmido. Um menor nível do lago também favoreceria eventos de alta sedimentação

relacionados a chuvas torrenciais pois as margens estariam relativamente mais

elevadas, favorecendo a erosão destas (AALTO, 2003). A erosão da bacia de

drenagem permite o aporte de sedimentos mais arenosos no lago (CHEN et al.,

2004), corroborando os dados sedimentológicos encontrados nesta fase.

Os valores do isótopo de nitrogênio nesta fase tiveram uma tendência de

diminuição, representando uma utilização de nitrogênio vinda prioritariamente do

nitrogênio disponibilizado pela vegetação terrestre. Esse marcador concilia-se com

os já apresentados, mostrando uma maior influência de plantas vasculares, de δ15N

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típico de 0,5%o durante o pacote de sedimentação. As análises das lâminas de

sedimento bruto mostram um aumento de elementos orgânicos provenientes de

fontes alóctones (MO-Av, lignoceluloses e MO-O), apresentando os maiores valores

de compostos ligno-celulósicos do testemunho nesta fase (fig. 24).

Apesar da diminuição da produtividade lacustre sugerida pela COT e δ13C, a

razão C/N da fase não apresentou grandes variações (média de 11,95 na fase

anterior para 11,97 nesta fase), não indicando uma mudança significativa da origem

da MO, mostrando que este período seco não foi tão intenso quanto o período mais

seco observado na fase V.

Entre as correlações estatísticas apresentadas na tabela 11 a forte correlação

negativa entre o δ13C e o COT (-0,971) e a correlação significativa e negativa entre o

δ13C e os pigmentos sedimentares (-0,550) corroboram com as interpretações

citadas nesta fase. Esta forte correlação pode mostrar como a contribuição de

vegetação do tipo C4, representada por valores mais elevados de δ13C, está

interligada com o baixo nível de produtividade lacustre, representado por valores

reduzidos de COT e pigmentos, caracterizando condições climáticas mais secas,

assim como foi observado na fase V. Outra correlação que apoia a interpretação de

maior hidrodinâmica é a correlação negativa entre densidade e COT (-0,804). Com

um aumento da densidade, que pode representar uma granulometria mais grossa,

indicando maior hidrodinâmica do meio, temos uma diminuição na MO representada

pelo COT, sugerindo um menor nível do lago e menor produtividade.

9.1.4 Fase II (período de 1.300 a 600 anos cal AP.)

A fase II está compreendida entre as profundidades de 120 cm a 34 cm e um

período de 1.300 a 600 anos cal AP.. É durante esta fase que está inserida a MCA

(1.050 a 600 anos cal AP.).

Observa-se um decréscimo da taxa de sedimentação, chegando aos valores

de c. 0,12 cm/ano. Após o evento sedimentar da fase III, a concentração de argila e

silte fino aumenta, acompanhada por uma redução de silte médio. A densidade

média da fase tem uma pequena baixa seguida por valores mais elevados, contrária

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ao teor d'água. As variações paleohidrológicas evidenciadas pelos marcadores

sedimentológicos apresentados podem representar a alternância entre períodos de

precipitação, que elevariam a energia do sistema e impediriam a sedimentação dos

grãos mais finos.

O aumento das condições úmidas nesta fase pode ser evidenciado pelo

aumento do COT, concentrações elevadas de pigmentos sedimentares e por uma

diminuição dos valores de δ13C. Estes dados em conjunto indicam aumento da

produtividade lacustre acompanho por uma redução da contribuição de plantas C4.

Os valores de δ15N desta fase são os menores encontrados no testemunho,

indicando uma redução das taxas de ciclagem da MO uma vez que em um ambiente

com elevada disponibilidade de nutrientes, como indicado pela maior produtividade,

ocorre uma redução dos processos de ciclagem da MO. Os elementos

microscópicos observados nesta fase parecem apoiar um gradual aumento de

umidade, havendo um aumento de diatomáceas e um valor médio ligeiramente mais

alto de MO-Ac, indicando um aumento da biomassa fitoplanctônica.

O C/N correlaciona-se com a granulometria: positivamente com silte médio

(0,301) e negativamente com argila e silte muito fino (-0,562). Esta relação mostra

que uma granulometria mais grossa, que indica maior hidrodinâmica e está

associada a um aumento de precipitação, favorecendo o escoamento superficial,

carreando matéria orgânica ligno-celulósica da bacia de drenagem. Essa MO

alóctone possui um C/N mais elevado. Ao contrário, quando o C/N diminui, indicando

MO fitoplanctônica, uma granulometria argilosa aumenta, sugerindo condições de

baixa hidrodinâmica e consequente produção autóctone de MO.

9.1.5 Fase I (Período de 600 a 0 anos cal AP.)

A fase I, correspondente ao topo do testemunho (34 cm a 0 cm), abrange o

período de 600 a 0 anos cal AP.. A tendência úmida da fase anterior se amplifica

nesta fase, culminando com a pequena idade do gelo (550 a 250 anos cal AP.).

Um aumento de umidade provocado pela intensificação do SAMS durante a

LIA (REUTER et al., 2009) poderia ter influenciado os valores de sedimentação pelo

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aumento do escoamento da bacia de drenagem provocado pelas chuvas mais

intensas e frequentes. A granulometria desta fase apresentou uma maior

contribuição de silte médio em detrimento de argila e silte muito fino. Esse aumento

sugere maior energia no sistema, podendo estar relacionado a precipitações

intensas durante a LIA. A densidade diminui até o topo, enquanto o teor d'água

aumenta. As variações de quartzos ao longo da fase, aumento e em seguida

diminuição, podem ser devido também às frequentes precipitações causadas

durante a LIA, que aumentam pontualmente a energia do sistema.

O COT e a concentração de pigmentos sedimentares apresentam os maiores

valores do perfil, indicando uma maior produtividade nesta fase. A análise das

lâminas de sedimento bruto permite identificar uma diminuição da entrada de MO

alóctone caracterizada por elementos lignocelulósicos, havendo ainda porcentagem

considerável de MO-O e MO-A. Um enriquecimento nos valores de δ13C sugere a

crescente influência de plantas C3, típicas de florestas (-20,0 a -35,0 ‰). Há uma

tendência clara de aumento do δ15N, sugerindo uma menor necessidade de ciclagem

da MO associada a uma maior produtividade lacustre.

Os pigmentos chegam em seu máximo nesta fase, indicando uma alta

produtividade fitoplanctônica e um aumento do nível do lago. Um progressivo

aumento das porcentagens de diatomáceas, por último representando 13,3 % dos

elementos encontrados, corrobora os dados de pigmentos sedimentares. A MO-Ac

continua alta no perfil, indicando uma MO autóctone (SIFEDDINE et al., 1994).

Há uma correlação negativa entre COT e razão C/N de -0,453, indicando que

quando há um aumento da razão C/N, com maior contribuição de plantas

vasculares, o COT diminui, indicando menor nível do lago (tabela 11). Ao contrário,

quando há uma menor C/N, indicando maior biomassa fitoplanctônica, o COT

aumenta, assim como o nível do lago. Corroborando essa interpretação, temos uma

correlação entre COT e pigmentos sedimentares positiva. Em um maior nível do lago

(COT alto) há maior produtividade fitoplanctônica (mais pigmentos) e vice-versa.

A tabela 11 resume a paleohidrodinâmica e as variações encontradas na

matéria orgânica do Lago Barro Preto ao longo de suas fases sedimentares:

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Tabela 12. Resumo das variações paleoclimáticas do lago Barro Preto a partirde análises do testemunho BP1502

Fase de

sedimentaçã

o

Período

(anos cal AP.)

Paleoclima Origem da MO Produtividade

lacustre

Paleohidrodi

nâmica

Fase I 600 – 0 Úmido Autóctone Alta Baixa

Fase II 1.300 – 600 Úmido Autóctone +

Alóctone

Alta Média

Fase III 1.300 – 1.600 Menos úmido Alóctone Média Média

Fase IV 1.600 – 2.245 Úmido Autóctone Alta Baixa

Fase V 2.245 – 3.100 Seco Alóctone Baixa Alta

9.3 PALEOINCÊNDIOS

O regime de queimadas ao longo do Holoceno foi variável, devido a

mudanças no clima, vegetação e pela crescente ocupação humana (CORDEIRO et

al., 2008). Paleoincêndios na Amazônia durante o Holoceno foram evidenciados em

diversos trabalhos; Soubiès (1980) encontrou macrocarvões no leste Amazônico

entre 3.000 e 6.000 anos cal AP. Nas serras Sul e Norte de Carajás, no nordeste da

Amazônia, estudos observaram a presença de carvão entre 7.000 e 4.000 anos cal

AP., mais uma vez caracterizando um Holoceno Médio mais seco, com presença de

incêndios (CORDEIRO et al., 2008; TURCQ et al., 1998; SIFEDDINE et al., 1994).

Partículas grandes de carvão (> 50 μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m) são provenientes, em geral, da

própria área de estudo, devido à necessidade de ventos muito fortes para estas

serem depositadas em outras localidades (CLARK; ROYALL, 1995). O tamanho

médio das partículas carbonizadas encontradas no perfil BP1502 foi menor que 34

μm. Durante as fases IV e III apresentou médias de 24,54 μm e 30,68 μm,m, indicando que o carvão presente no perfil é oriundo de deposição atmosférica,

caracterizando, portanto, queimadas regionais, não locais (CORDEIRO, et al., 2008;

MILLSPAUGH; WHITLOCK, 1995; CLARK; PATTERSON, 1997).

No lago Barro Preto, um crescente fluxo de partículas de carvão ao longo do

perfil foi evidenciado. O maior fluxo de carvão encontrado foi durante a fase III, com

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valor máximo de 4,77 x 106, relacionado a uma alta taxa de sedimentação entre

1.606 e 1.484 anos cal AP., possivelmente associada a um evento abrupto. Eventos

de chuva intensa podem carrear partículas de carvão do solo para lugares menos

elevados (SALDARRIAGA; WEST, 1986; CARCAILLET et al., 2002), como lagos.

Um valor máximo no fluxo de carvão também foi encontrado por Rodríguez-Zorro et

al. (2018) em 1.400 anos cal AP. no Lago Acarabixi, noroeste amazônico. Os autores

sugerem que o aumento dos microcarvões em 1.400 pode ter ocorrido após eventos

intensos de descarga fluvial dos rios tributários no lago Acarabixi, que carrearam

sedimentos da floresta de igapó que cerca o lago, como evidenciado pela análise da

MO através da razão C/N e δ13C. Esses sedimentos continham microcarvões

relacionados a queimadas promovidas por populações que ocupavam as margens

do lago.

A tendência geral de aumento da deposição de microcarvões nos últimos três

milênios também é observada no trabalho de Montoya e Rull (2011), que mostra que

nos últimos 2.000 anos houve um aumento na frequência de eventos de queima em

uma área de transição floresta Amazônica – Savana no sudeste da Venezuela,

atribuindo este aumento principalmente à atividade antrópica na região. O aumento

da presença de carvões em perfis lacustres durante um Holoceno Superior úmido

pode indicar que as queimadas são ligadas à atividade humana (RITTER, 2012;

RODRÍGUEZ-ZORRO et al., 2018). De fato, um crescimento da densidade

populacional na bacia Amazônica após 3.000 anos cal AP. é apontado por

CORDEIRO e colaboradores (2014) como uma razão para o aumento da presença

de carvões. Microcarvões associados a queimadas de origem antrópica também

foram encontrados para o Holoceno Superior no Rio Negro, localizado no norte

amazônico (RODRÍGUEZ-ZORRO et al., 2018).

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9.4 MUDANÇAS PALEOAMBIENTAIS NO LAGO BARRO PRETO E COMPARAÇÃO

COM OUTROS ESTUDOS

A reconstrução paleoambiental do lago Barro Preto mostra a transição entre o

final de um período mais seco no Holoceno médio para um contínuo aumento da

umidade no Holoceno superior. Estudos mostram alta variabilidade climática nesta

época (BEHLING, HERMANN; DA COSTA, 2000; CORDEIRO et al., 2008; HAUG et

al., 2001). Simulações de modelos de circulação geral mostram que a principal

forçante dessa variabilidade são mudanças de insolação (KUTZBACH et al., 1998;

VALDES, 2000). Uma crescente umidade sugere uma expansão da floresta (plantas

C3) em detrimento do cerrado (plantas C4), interpretada pelo enriquecimento de

δ13C. Essa expansão ao longo do Holoceno já foi observada em outras áreas de

transição (DE FREITAS et al., 2001; PESSENDA et al., 1998).

Em uma escala milenar, a variabilidade orbital foi responsável por um

aumento da insolação durante o verão austral (BERGER; LOUTRE, 1991). Essa

insolação pode ser responsável por um aumento da evapotranspiração e

consequente maior disponibilidade de umidade para reciclagem no ciclo hidrológico

(TRENBERTH et al., 2003), levando a um progressivo aumento de precipitação na

região (SALATI et al., 1979). Anomalias negativas na TSM do Hemisfério Norte,

registradas por testemunho do projeto NGRIP também sugerem uma tendência de

aumento da umidade na região Amazônica ao longo do Holoceno devido ao

consequente deslocamento da ZCIT para o sul (MOBERG et al., 2005; BARD et al.,

2000; fig. 26).

Para escalas multi-seculares, variações nas temperaturas superficiais do mar

(TSM) dos oceanos Atlântico, Pacífico e no Indo-Pacífico parecem sobrepor

influências no Lago Barro Preto, resultando em variações de produtividade e

paleohidrodinâmica ao longo das fases sedimentares (fig. 27).

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86

9.4.1 Transição Holoceno Médio – Holoceno Superior

O Holoceno médio marcou uma fase seca em diversas regiões da América do

Sul (SUGUIO et al., 1993). Essa aridez pode ser ligada a um SAMS enfraquecido

durante este época, relacionado a maiores temperaturas no Atlântico Norte e a um

consequente deslocamento da ZCIT para o norte (CRUZ et al., 2005). Temperaturas

superficiais do mar do Atlântico Norte inferidas a partir de δ18O mostram uma

variabilidade similar com testemunhos de gelo da Groenlândia, (WOLFF et al.,

2010); desta forma, valores menos negativos de δ18O do NGRIP relacionam-se a um

período de TSM maior. O Holoceno mostra uma crescente tendência úmida,

caracterizando a transição de TSM mais quentes no final do Holoceno médio para

valores mais frios (fig. 26).

A fase V caracteriza um paleoclima relativamente mais seco entre c. 3.100 e

2.245 anos cal AP.. Diversos estudos mostram evidências de climas mais secos no

Holoceno médio, com uma transição para um Holoceno superior mais úmido

(CORDEIRO et al. 1997; SIFEDINNE et al. 1994; ABSY et al., 1991; VIDOTTO et al.

2007; MOREIRA et al. 2013; BUSH et al. 2007; PESSENDA et al., 1998). O período

seco do presente trabalho relaciona-se com o período encontrado na Amazônia

ocidental, cuja distribuição polínica de dois lagos bolivianos mostram condições

áridas antes de 2.790 anos cal AP. (MAYLE; BURBRIDGE; KILLEEN, 2000). Os

autores afirmam ainda que essa aridez influenciou as áreas sul, central e leste da

Amazônia. Esse resultado é corroborado por dados polínicos de lagos do vale do

Amazonas, onde períodos secos entre 2.700 e 2.000 anos cal AP. foram registrados

(ABSY, 1979). A presença de plantas C4 entre 9.000 e 3.000 anos cal AP. e 6.000 e

5.000 anos cal AP. em interfaces Floresta-Cerrado no sul da Amazônia também

sugere um clima mais seco, com expansão do cerrado (DE FREITAS et al., 2001;

PESSENDA et al., 1998).

A presença de partículas carbonizadas também pode ser uma evidência de

climas mais secos, quando a vegetação fica mais propensa à queima (CARCAILLET

et al., 2002; CORDEIRO, et al., 2014). O maior tamanho médio de carvões nesta

fase, bem como seu menor fluxo, sugerem uma origem mais local destes, podendo

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representar queimadas em uma vegetação de entorno mais seca (CARCAILLET et

al., 2002). Partículas de carvão e táxons de savana foram encontrados ainda na

serra sul de Carajás por Absy et al. 1991, caracterizando um clima relativamente

mais seco entre 7.500 e 3.000 anos cal AP. relacionado com a abertura da floresta.

Esses dados corroboram ainda o aumento da contribuição de plantas C4 encontrada

na fase V. Estudos sugerem que as partículas carbonizadas encontradas ao longo

do Holoceno médio são possivelmente consequência de um clima mais seco, apesar

de também possuírem influência antropogênica (CORDEIRO, R. C. et al., 2008;

PESSENDA et al., 2010), concordando com a interpretação de um clima mais seco

na fase V.

9.4.2 Holoceno Superior

Na quarta fase sedimentar do lago Barro Preto (2.245 a 1.600 anos cal AP.),

inicia-se um aumento da umidade a partir de c. 2.300 anos cal AP..

Diversos trabalhos mostram que o Holoceno Superior apresentou condições

climáticas mais úmidas na Bacia Amazônica. Mayle e colaboradores (2000)

observaram expansão da floresta tropical úmida na margem sul da Bacia Amazônica

em 2.790 anos cal AP., relacionado a um aumento da insolação. Em Carajás, a 800

m de altitude, Cordeiro et al. (2008) mostrou evidências de período mais úmido a

partir de 2.800 anos cal AP., registradas através do aumento da concentração de

pigmentos sedimentares e COT. Na Amazônia boliviana, Burbridge e colaboradores

(2004) percebem um aumento de pólen de Moraceae entre 2.000 e 710 anos cal AP.

para a laguna Chaplin, também indicando um aumento da umidade após um

Holoceno médio seco. No registro do lago Quistococha, um aumento da umidade é

relatado a partir de 2.600 anos cal AP. através de dados sedimentológicos e por um

aumento no COT neste período (ANICETO et al., 2014).

A crescente umidade deste período pode estar relacionada a um aumento de

insolação na área durante o verão austral (estação chuvosa; fig.26), como já

discutido.

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As evidências de um período menos úmido durante a fase sedimentar III do

testemunho BP1502, entre c. 1.600 e 1.300 anos cal AP., são corroboradas pelo

registro de maior frequência de eventos El Niño em diferentes trabalhos.

Entre aproximadamente 1.800 a 1.200 anos cal AP., Moy e colaboradores

(2002) observaram, através de análise estratigráfica do lago Pallcacocha, no

Equador, um período com aumento na frequência de eventos El Niño. Os autores

sugerem que durante esses eventos há um aumento do fluxo de sedimentos

associados à erosão da bacia de drenagem, depositando camadas clásticas que

podem ser utilizadas como marcadores destes eventos extremos. Conroy et al.

(2008) utilizaram dados de granulometria de um lago vulcânico em Galápagos para

inferir a influência de eventos ENSO durante o Holoceno. Uma granulometria mais

arenosa no lago El Junco, indicativa de maior frequência de eventos El Niño,

apresentou um aumento dramático entre 2.000 ± 100 e 1.500 ± 70 anos cal AP.

(CONROY et al., 2008), período de inserção da fase III (fig. 27). A mineralogia de

lâminas siliciclásticas e carbonáticas no perfil lacustre de Bainbridge, Peru, também

sugere uma elevação na frequência de El Niños (152 eventos) e em sua intensidade

(14 eventos fortes/muito fortes) no período entre 2.000 e 1.000 anos cal AP.

(RIEDINGER et al., 2002). A erosão da bacia de drenagem permite o aporte de

sedimentos mais arenosos no lago (CHEN et al., 2004).

A análise geoquímica do lago Boqueirão, no Nordeste brasileiro, mostra um

período de alta taxa de sedimentação, diminuição dos valores de COT e aumento

dos valores de δ13C entre 2.350 e 1.550 anos cal AP. (VIANA et al., 2014), também

correspondendo em parte ao período de deposição encontrado na fase III. O

aumento da sedimentação neste período é ligado a eventos erosivos das margens

relacionados a períodos de alta hidrodinâmica. Os autores interpretam esse período

como úmido, relacionando-o a variações da SAMS moduladas pela TSM do Atlântico

e eventos ENSO. Com a existência de um dipolo leste-oeste na Amazônia (CRUZ et

al., 2009), a fase úmida do lago Boqueirão relaciona-se com a fase seca do lago

Barro Preto, ambas influenciadas pelos mesmos módulos de variabilidade.

Martin et al. (1998), em um artigo de revisão, relaciona diversos registros de

condições Niño passadas na América do Sul com variações costeiras na foz do Rio

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Doce, que apresenta registros da influência de El Niños fortes. Dessa forma, quando

há uma inversão do transporte de sedimentos nessa área, que pode durar centenas

de anos, existem condições Niño fortes (MARTIN; SUGUIO, 1992). A área apresenta

evidências de intensificação de El Niños em 1.300± 200 anos cal AP., período

semelhante ao da fase III do trabalho. Comparando as variações desse registro com

o lago Titicaca (MOURGUIART; ROUX, 1990), uma queda abrupta do nível do lago

em c. 1.300 anos cal AP. foi interpretada como sendo resultante de eventos tipo El

Niño. Outra comparação foi feita com o estudo arqueológico de conchas de um

sambaqui no Rio Xingu permitiu a reconstrução de variações paleohidrológicas na

área: quando havia um alto nível da água, a população saia da área, quando este

baixava, havia ocupação humana novamente (PEROTA; BOTELHO, 1990). Esse

estudo mostra a ocupação das margens de 1.370 ± 80 anos cal AP. até c. 1.200 ± 80

anos cal AP., quando há uma subida do nível das águas. Martin et al. (1998)

relacionam esses períodos de ocupação das margens do Rio Xingu com fases secas

causadas por condições Niño.

No leste Amazônico o El Niño apresenta-se classicamente como um período

de seca (MARTIN, et al., 1993). No entanto, foram encontrados no registro

sedimentar do Lago Barro Preto evidências de uma maior hidrodinamica na fase III,

que pode estar relacionado a uma maior erosão das margens devido a uma menor

cobertura vegetal, como discutido anteriormente. Outra possível explicação para

eventos erosivos nas margens do lago é um mínimo de insolação entre c. 1.550 e

1.480 anos cal AP. no HN (BARD et al., 2000), que pode ter deslocado a ZCIT para

uma posição mais ao sul, fortalecendo a SAMS sobre a Amazônia neste período.

Este mínimo é seguido de um longo período de máximo (c. 1.470 a 1.040 anos cal

AP.), que favoreceria um enfraquecimento da SAMS e condições mais áridas,

favoráveis à deposição de sedimentos erodidos da bacia de drenagem (fig. 27).

Desta forma, pode ter havido, durante a fase III, uma instabilidade climática

associada a eventos ENSO e possivelmente a variações solares, com a instalação

de um período relativamente mais seco que propiciaria uma diminuição na cobertura

vegetal e consequentemente maior erosão das margens do lago Barro Preto durante

eventos de precipitação subsequentes (La Niña, observado na fig. 27 como um valor

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mínimo de areia no Lago El Junco durante o mesmo período do pacote sedimentar

encontrado na fase III), levando a uma deposição abrupta de sedimentos.

A fase sedimentar II do testemunho BP1502, compreendida entre c. 1.300 a

600 anos cal AP., mostrou um aumento da umidade, como já discutido. Segundo o

trabalho de Moy e colaboradores (2002) a frequência de eventos El Niño, que no

registro sedimentar do Lago Barro Preto mostrou forte influência ao longo da fase III,

começa a diminuir a partir de aproximadamente 1.000 anos cal AP.; período

corroborado por dados do testemunho de Galápagos (CONROY et al., 2008), que

mostram uma diminuição na frequência de El Niños entre c. 1.500 e 700 anos cal AP.

(fig. 27). A instabilidade energética criada por estes eventos faz com que o sistema

climático responda de forma a reestabelecer esse equilíbrio. Assim, eventos

subsequentes de La Niña são comuns (BARRY; CHORLEY, 2013), trazendo

umidade para a região. De fato, o aumento da precipitação visto em Cariaco

mostrou-se variável ao longo de c. 1.050 a 700 anos cal AP., indicando uma

influência distinta de padrões de variabilidade (HAUG et al., 2001). Condições tipo

La Niña foram observadas em diversas áreas do globo para períodos similares ao da

fase II (SEAGER et al., 2007), mostrando que a tendência seca causada pelo

deslocamento da ZCIT mais para o norte devido a mudanças na TSM do Atlântico

(fig. 27) pode ter sido contrabalanceada por anomalias de precipitação positivas

relacionadas ao ENSO. Isso pode ajudar a explicar divergências regionais na

interpretação climática da MCA (REIN et al., 2004; SEAGER et al., 2007).

O Lago Barro Preto não fornece um registro adequado dos efeitos da MCA

sobre a região devido à baixa resolução deste período dentro da fase II. A tendência

geral da fase mostra um aumento da umidade, possivelmente relacionada aos

eventos La Niña discutidos.

A fase I, caracterizada entre 600 anos cal AP. e o presente, mostra uma

estabilização da umidade crescente das fases anteriores. Nesta fase está inserida a

LIA (550 a 250 anos cal AP.) (MANN et al., 2009).

Diversos trabalhos mostram evidências de um clima mais úmido na Amazônia

durante este período. Reuter e colaboradores (2009), através da análise de δ18O de

um espeleotema de uma caverna no nordeste do Peru, sugeriram um aumento da

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precipitação de ~10 a 20 % durante a LIA, classificando também esse período como

mais úmido. O estabelecimento de florestas úmidas ao redor da laguna Chaplin,

Bolívia, a partir de 710 anos cal AP. é evidenciado a partir da análise polínica da

área, também caracterizando um clima úmido e estável (BURBRIDGE; MAYLE;

KILLEEN, 2004). Dados de δ18O de espeleotema da caverna Pumacocha, no leste

dos Andes peruanos, mostraram valores mais negativos entre 650 e 130 anos cal

AP., demonstrando uma LIA mais úmida associada a uma intensificação do SAMS

(BIRD et al., 2011). Em outro espeleotema, da caverna Tamboril, no Brasil central,

uma tendência de crescente umidade no último milênio foi registrada através da

razão 87Sr/86Sr e de menores valores de δ234U (WORTHAM et al., 2017). A análise de

um testemunho de gelo do glacier Quelccaya, no norte do Peru, mostra um período

de valores acima da média de precipitação entre 430 e 270 anos cal AP.,

(THOMPSON et al., 2013), relacionando-se com o periodo mais úmido encontrado

na fase I.

Como pode ser observado na figura 26, o Hemisfério Norte está mais frio,

enquanto há um aumento da insolação na área de estudo. Essas condições

favorecem um aumento da umidade na Amazônia (MOBERG et al., 2005; BARD et

al., 2000, TRENBERTH et al., 2003) também evidenciado na fase I.

Uma relação entre as TSM do Indo-Pacífico e mudanças no nível do lago

estimadas pelo COT pode ser observada na figura 27. Uma menor TSM no Indo-

Pacífico foi observada entre 650 e 250 anos cal AP., e foi relacionada a uma maior

precipitação na região, e correlacionada a TSM global (OPPO; ROSENTHAL;

LINSLEY, 2009). Desta forma, a temperatura do Indo-Pacífico pode estar

possivelmente relacionada a variações no deslocamento da ZCIT.

Dados do Pacífico mostram uma diminuição de eventos El Niño nesta fase

(fig. 27), assim parece não haver uma influência forte destes eventos secos nesta

fase (CONROY et al., 2008), corroborando o aumento da umidade encontrado.

Conclui-se com base nos estudos citados e nos resultados do testemunho

BP1502 que as análises do Lago Barro Preto estão em concordância com a

literatura, mostrando oscilações paleoclimáticas influenciadas por variabilidades

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milenares e multi-seculares com uma tendência de aumento da umidade ao longo do

Holoceno.

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Figura 26. Insolação para o verão do Hemisfério Sul na área de estudo (10°S, em laranja; BERGER;LOUTRE, 1991) relacionada com variações de Carbono Orgânico Total do testemunho BP1502,marcador de nível do lago e valor de δ18O de testemunho de gelo do projeto NGRIP (MOBERG et al.,2005). Os períodos de ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente, em azul eamarelo.

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Figura 27. Comparação entre o COT do Lago Barro Preto, média móvel de TSMdo Atlântico Norte (MOBERG et al., 2005), porcentagem de areia do lago ElJunco (CONROY et al., 2008) e TSM do Indo-Pacífico (OPPO et al., 2009). Osperíodos de ocorrência da LIA e da MCA estão demarcados, respectivamente,em azul e amarelo. A área cinza representa o período de maior frequência de ElNiños encontrado no lago El Junco.

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9.5 PERSPECTIVAS FUTURAS

O Lago Barro Preto apresenta um registro de alta resolução cobrindo os

últimos c. 3.100 anos cal AP., que mostra, através de variabilidades multi-seculares e

milenares registradas por marcadores orgânicos e sedimentológicos, um crescente

aumento da umidade na região sul da Amazônia. O número constante de partículas

de carvão no testemunho, bem como seu fluxo crescente nas últimas duas fases

sedimentares, evidenciam uma continuidade de queimadas ao longo do Holoceno,

em detrimento deste aumento das condições úmidas. Esses eventos de queima

estariam associados, portanto, à ação humana em escala regional. O tamanho das

partículas mostra que estas são transportadas pelo ar, não originárias de queimas

locais. Behling e Hooghiemstra (1988) já apontavam para a modificação da

paisagem de cerrado causada por ação humana na Amazônia ocidental, com um

aumento do táxon de Mauritia. Zonas de transição, como apresentado, são mais

susceptíveis a eventos de queima e modificação da paisagem (STAVER;

ARCHIBALD; LEVIN, 2011; SILVÉRIO et al., 2013; ALENCAR; NEPSTAD;

MOUTINHO, 2005). Desta forma, mudanças no uso do solo proporcionadas pela

expansão antrópica nessas zonas afetaria os limites da floresta Amazônica, sendo

uma ameaça para este bioma.

A percepção da importância destes ambientes para a manutenção dos

serviços ecológicos associados a eles é necessária para a implementação de

políticas públicas conservacionistas.

Nesse contexto, espera-se que mais estudos paleoambientais como o do

presente trabalho sejam realizados de modo que estes sirvam de subsídio para o

entendimento da dinâmica dos ecótonos em face às mudanças climáticas atuais

bem como registros da já atuante pegada ecológica das ações humanas na

modificação desses ecossistemas.

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10 CONCLUSÕES

O registro sedimentar do lago Barro Preto apresentou evidências de

variações na hidrodinâmica e na paleoprodutividade lacustre ao longo dos últimos

3.100 anos cal AP. condizentes com outros estudos paleoclimáticos realizados na

Bacia Amazônica, especialmente do sudeste Amazônico. Durante este período a

concentração de carbono orgânico e de pigmentos sedimentares revelam que as

condições climáticas da região tornaram progressivamente mais úmidas ao longo

dos últimos 3.100 anos cal AP., apesar da ocorrência de alguns períodos

relativamente mais secos, representados pela fase V (entre 3.100 a 2.245 anos cal

AP.) e fase III (1.600 a 1.300 anos cal AP.). Durante períodos climáticos menos

úmidos, a matéria orgânica sedimentar apresentou influência de plantas com ciclo

fotossintético C4, sugerido por valores de δ13C mais positivos. Valores mais

reduzidos de COT e de pigmentos sedimentares também marcaram esses períodos,

sugerindo baixa produtividade lacustre. A granulometria e a taxa de sedimentação

mostraram que a hidrodinâmica destas fases foi mais elevada, associada a eventos

de chuva torrenciais típicas de condições climáticas mais secas. Em contrapartida,

durante fases climáticas mais úmidas, observa-se um aumento expressivo dos

valores de COT e de pigmentos sedimentares, que indicam a ocorrência de forte

produtividade lacustre, atestada pela evidência de uma maior influência de matéria

orgânica fitoplanctônica. Estas condições mais úmidas intensificam-se ao longo dos

últimos 600 anos (fase I).

A presença de partículas de carvão < 35 µm ao longo de todo o perfil apesar

do aumento de umidade sugere uma influência antrópica regional, já que carvões

deste tamanho sofrem transporte eólico, sendo representantes regionais mais que

locais.

As variações climáticas registradas nesse registro podem ser reflexo de

oscilações de insolação que podem ter influenciado a área de estudo através do

deslocamento da ZCIT; e por oscilações de eventos decadais que podem ter

influenciado a umidade disponível no ambiente de estudo. O período conhecido

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como LIA pode ser evidenciado no perfil BP1502, na fase I, apresentando-se como

uma época de estabilização de condições úmidas.

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