2 base teórica 1 sistemas lagunares da costa leste fluminense



Baixar 43.15 Kb.
Encontro18.07.2016
Tamanho43.15 Kb.




2 BASE TEÓRICA

2.1 SISTEMAS LAGUNARES DA COSTA LESTE FLUMINENSE



A costa brasileira na porção sudeste do estado do Rio de Janeiro pode ser caracterizada por feições geológicas, climáticas e ecológicas que a faz ser considerada como uma importante área para estudo paleoambiental (TASAYCO-ORTEGA, 1996). AZEVEDO (1984) sugeriu uma proposta integrada de estudo para o litoral do Rio de Janeiro tendo-a considerado como um laboratório natural para estudos Geoquímicos em sistemas lagunares.
Em sua grande maioria, as lagoas costeiras do norte-fluminense foram formadas há cerca de 5000 anos antes do presente (AP), quando da última regressão marinha holocênica. A história de formação das lagoas costeiras está relacionada à velocidade de aporte, de sedimentação e de elevação do nível do mar. Segundo MARTIN & DOMINGUEZ (1994), o estudo de uma lagoa está intimamente ligado ao seu enclausuramento pela barreira que a cerca. Três principais fatores controlam a origem e manutenção dessas barreiras arenosas, e dessa forma determinam as características das lagoas costeiras: (1) a história do nível do mar; (2) a dinâmica da superfície da costa; e (3) a variação de maré. Algumas características intrínsecas são devidas a evoluções geomorfológicas e a dinâmica de sedimentação destes sistemas ao longo da costa.
KJERFV (1994) define Lagoas Costeiras como sendo corpos d’água localizados geralmente ao longo da costa - separados do oceano por uma barreira - conectados por um ou mais canais ou enseadas e com profundidades que raramente excedem a alguns poucos metros. Uma lagoa pode ou não estar sujeita a misturas provocadas por marés e dependendo do balanço hídrico, a salinidade pode variar de um lago de água doce até uma lagoa hipersalina.
A primeira teoria formulada para a formação dos sistemas lagunares da costa leste Fluminense foi postulada por LAMEGO (1945). Segundo este autor, toda a costa leste Fluminense seria sujeita a correntes litorâneas capazes de transportar importantes quantidades de areia. Esta areia teria tendência de se depositar de tal maneira que retificaria a costa. Assim, as regiões onde haviam lagoas teriam existido anteriormente enseadas em cuja embocadura se desenvolveria um grande esporão (de oeste para leste) e tenderia a fechar o sistema. Mais tarde, RONCARATI e NEVES (1976) consideraram a teoria de LAMEGO razoável para explicar também o fechamento da Lagoa de Jacarepaguá.
Baseados nos estudos de MARTIN et al. (1979 a e b) que definiram uma curva de variação do nível do mar para a costa brasileira, MUEHE (1982), MAIA et al. (1984) e COE-NETO et al. (1986) chegaram a uma nova teoria de formação das lagoas Fluminenses. Estes autores observaram que as barras de fechamento das lagoas eram formadas por duas dunas de idades diferentes. A duna mais interna seria a mais antiga e a mais externa seria mais recente. O processo estaria associado às variações do nível do mar e ambas as dunas teriam se formado nos últimos 7.000 anos AP durante os dois grandes eventos de submergência da costa (entre 7.000 e 5.100 anos e entre 3.900 e 3.600 anos AP), períodos em que o nível do mar teria ficado quase 5 metros acima do nível atual. Durante estes eventos de submergência da costa, a ação das ondas na entrada das enseadas teria depositado sedimentos para formação de cada um dos cordões arenosos.
Mais recentemente, TURCQ et al. (1999) realizaram inúmeros testemunhos em várias dunas e lagoas da região, nas quais realizou trabalho estratigráfico minucioso e detalhado. Seus resultados indicaram a existência de dois sistemas distintos nas lagoas, formados em períodos muito diferentes. O primeiro sistema, composto pelas lagoas principais, dentre elas: Saquarema, Araruama e Maricá, foi chamado de sistema interno e teria sido formado conjuntamente com o cordão arenoso interno. Este sistema foi datado de 123.000 anos AP, sendo assim, muito mais antigo que o estabelecido por outros autores. TURCQ et al. (op. cit.) também reconheceu o que ele chamou de sistema externo, composto pelas lagoas que se situavam entre os dois cordões arenosos, como é o caso da Lagoa Vermelha e da Lagoa Brejo do Espinho. Este sistema, bem mais recente, corresponde àquele definido por outros autores como o mais recente e que teria se formado há 3.900 anos AP.

2.2 A RESSURGÊNCIA



As anomalias de temperatura negativa da superfície do mar causadas pelo direcionamento dos ventos na ressurgência costeira estão presentes na plataforma continental sudeste brasileira, especialmente durante o verão. Quando os ventos de nordeste persistem por vários dias, uma forte ressurgência pode ocorrer com a queda da temperatura superficial à 15ºC (ou até menos) próximo da costa de Cabo Frio. Estas temperaturas estão em torno de 10ºC mais frio que aquelas das águas médias ou externas da plataforma. As camadas de superfície da região de quebra da plataforma estão geralmente ocupadas pelas águas da Corrente do Brasil (CB), com altas temperaturas e salinidade. As temperaturas da CB podem alcançar de 25ºC a 27ºC durante o verão e de 22ºC a 24ºC durante o inverno. A salinidade geralmente varia entre 36,5o/oo e 37o/oo (CASTRO e MIRANDA, 1998). Quando ocorre a entrada de frentes-frias os ventos de superfície rotacionam provocando uma forte ventania do quadrante sul inibindo, desta forma a ressurgência (STECH & LORENZZETTI, 1992).
Há uma forte evidência do importante impacto ecológico e climático deste fenômeno sobre a região de Cabo Frio. MATSUURA (1998) mostrou o significativo papel exercido pela ressurgência sobre o enriquecimento de nutrientes na coluna d’água, o qual é um fator chave que sustenta a produtividade pesqueira da região. Do ponto de vista climático, plumas de águas frias, através da forte interação do processo oceano-atmosfera, afetam a circulação da brisa marinha, modulando o clima da região de Cabo Frio (FRANCHITO et al., 1998).
O evento da ressurgência na região apresenta uma forte sazonalidade , com sua intensificação durante as estações de primavera e verão (do início de setembro ao final de abril). Durante esta parte do ano, o centro de alta pressão de larga escala do Atlântico Sul faz prevalecer os fortes ventos de nordeste. Durante as estações de outono e inverno, eventos mais freqüentes e mais fortes de passagens frontais atmosféricas são observados na região. Tem sido bastante especulado que o ciclo sazonal da ressurgência de Cabo Frio está associado à migração (proximidade/afastamento) sazonal das águas costeiras do Atlântico Sul (ACAS) na costa.
Segundo CARBONEL & VALENTIN (1998), a ressurgência costeira constitui um fenômeno de mesoescala (~100 km) compelido por ventos soprados ao longo das margens continentais. Devido ao efeito de Coriolis, é criada uma corrente de superfície em direção à costa. Essa corrente costeira, denominada movimento de Ekman é compensada pelo erguimento de águas oceânicas profundas para a superfície trazendo águas frias ricas em nutrientes para a camada eufótica, onde a fotossíntese ocorre conforme vão sendo disponibilizados os nutrientes para o fitoplâncton. A conseqüência resultante é a alta produtividade primária e alta produção pesqueira.
As zonas de ressurgência mais importantes estão localizadas fora da costa oeste da América do Sul, a oeste da África e costa oeste da América do Norte. No Brasil, a região costeira de Cabo Frio está caracterizada pela ocorrência de eventos muito rápidos de ressurgência e isto é considerado como fenômeno raro da costa tropical brasileira. Nesta região, a 24 milhas náuticas de distância da linha de costa (42º30’O – 42º06’O), as águas subtropicais (12-15ºC e 35.1-35.50/00) constituem a principal massa de água no processo de ressurgência (MASCARENHAS et al., 1971). Muitos estudos têm mostrado que a ACAS constitui a origem das águas frias que afloram próximo da costa de Cabo Frio (MIRANDA, 1985; VALENTIN et al., 1987; CAMPOS et al., 1995). Outros estudos sugerem que a variação da ressurgência ao longo da costa está relacionada à topografia marinha. PEFFLEY & O’BRIEN (1976) estudaram o efeito da topografia marinha e a geometria da linha de costa sobre a ressurgência costeira de Oregon (EUA). Seus resultados indicaram que a variação da topografia sobressai às irregularidades da linha de costa determinando a distribuição da ressurgência ao longo da costa. Um estudo similar foi desenvolvido na costa peruana por PRELLER & O’BRIEN (1980). A variação ao longo da costa desta ressurgência foi também relacionada à topografia marinha local. Por outro lado, alguns estudos mostram que as irregularidades da linha de costa podem afetar a ressurgência. Estudos desenvolvidos por CREPON & RICHEZ (1982) e HUA & THOMASSET (1983), mostraram que os lugares determinados como centros de ressurgência costeira no Golfo de Lions (França) são unicamente dependentes da geometria da linha de costa.

2.3 A MATÉRIA ORGÂNICA COMO INDICADORA DE MUDANÇAS PALEOAMBIENTAIS

A totalidade e os tipos de matéria orgânica constante em registros de sedimentos guardam registros da história integrada da evolução passada das condições ambientais.
A matéria orgânica existente nos sedimentos lacustres deriva da produção primária algal e/ou bacteriana no próprio sistema aquático (autóctone) e do aporte de material terrestre proveniente da bacia circundante (alóctone). A relativa importância dessas fontes (autóctone x alóctone) é determinada por fatores locais como: clima, suprimento nutricional, condições hidrodinâmicas, e a biogeoquímica do sedimento do lago. Assim, alterações em quaisquer desses fatores pode ser refletido na composição orgânica do sedimento (PRARTONO e WOLF, 1998). Em outras palavras, os lagos respondem as mudanças climáticas que afetam o seu balanço hídrico através de mudanças na qualidade/quantidade da matéria orgânica depositada em seus sedimentos.
Segundo MARGALEF (1983), sedimentos lacustres constituem bons testemunhos do passado ou arquivo histórico que apesar de fragmentado, pode ser interpretado fornecendo informações e indícios das condições ambientais nas diferentes etapas de evolução de um ecossistema particular. Sendo assim, a matéria orgânica sedimentar provê uma variedade de informações que podem ser utilizadas na reconstrução de registros de paleoambientes e paleoclimas marinhos e continentais. Além disso, um substancial arsenal de compostos biomarcadores, juntamente com as composições isotópicas do volume de matéria orgânica e de moléculas específicas, tem permitido aos pesquisadores muitas interpretações sobre ambientes e ecossistemas passados, nos quais a matéria orgânica foi criada e depositada (MEYERS, 1997).
Os tipos de informações fornecidas pela matéria orgânica contida nos sedimentos são diversos. A paleoprodutividade biológica pode ser inferida a partir da velocidade de acumulação do carbono orgânico, assim como as condições paleolimnológicas que influenciaram na preservação da matéria orgânica. Esses parâmetros paleoambientais refletem tipicamente a circulação física nos corpos d’água, cujo ciclo depende de fatores climáticos. Os tipos de plantas aquáticas e continentais que existiram em uma localidade em diferentes períodos no passado podem também ser estimados a partir da composição da matéria orgânica em diferentes camadas de sedimentos, e essas assembléias bióticas constituem fatores de registros paleoambientais (MEYERS, op. cit.). Histórias detalhadas do ciclo do carbono em escalas local e global são dadas pelo montante e conteúdo isotópico nos registros sedimentares da matéria orgânica. Períodos de baixas e altas temperaturas têm deixado suas impressões sobre os resíduos moleculares dos organismos que viveram durante esses primeiros períodos e que são agora parte do registro sedimentar da matéria orgânica.

Dessa forma, a constituição mineral, a espessura dos estratos, a composição e a densidade dos remanescentes animais e vegetais permitem a caracterização de ciclos de sedimentação. Tais estratos e ciclos sedimentares podem ser relacionados à flutuações climáticas e alterações no nível dos lagos e/ou modificações no grau de trofia destes ambientes (ANDRADE, 1994).

2.4 IDENTIFICAÇÃO DAS FONTES DE MATÉRIA ORGÂNICA COMO TRAÇADORES PALEOAMBIENTAIS

A identificação da origem da matéria orgânica depositada nos sedimentos pode ser utilizada como traçador paleoambiental em estudos geoquímicos. Entretanto, a interpretação paleoambiental baseada em um único traçador pode ser ambíguo, uma vez que os sedimentos são, na verdade, uma mistura de materiais orgânicos de várias origens. Além disso, os teores originais podem sofrer alterações durante o transporte e a diagênese inicial (KROM & BERNER, 1981; RICE, 1982; RUTTEMBERG & GOÑI, 1996). O uso de múltiplos traçadores, como por exemplo, as razões elementares em conjunto com as assinaturas isotópicas estáveis, a petrografia orgânica e os pigmentos sedimentares oferecem uma visão multi-dimensional das mudanças sofridas pelos ambientes estudados, possibilitando, assim uma maior acuidade na interpretação paleoambiental/paleoclimática.


Segundo MEYERS (1996), apesar da extensiva perda diagenética inicial da matéria orgânica total, diversos parâmetros componentes do volume total são indicadores relativamente confiáveis das fontes da matéria orgânica. Composições elementares, isotópicas e petrográficas provêm o registro das origens biológicas da matéria orgânica, as quais foram depositadas nos sedimentos lacustres ao longo do tempo.

2.4.1 RAZÃO C/N

A determinação da razão C/N a partir da análise elementar dos conteúdos de carbono orgânico total (COT) e nitrogênio total (NT) da matéria orgânica tem sido extremamente utilizada para distinguir entre a matéria orgânica sedimentar de origem terrestre e algal (PRAHL et al., 1994; SILLIMAN et al., 1996). As algas possuem razão C/N entre 4 e 10 tipicamente, enquanto plantas vasculares terrestres têm razão C/N de 20 para cima (MEYERS, 1994). Esta distinção resulta de (1) ausência de celulose em algas e sua abundância em plantas vasculares, e (2) riqueza de proteína da matéria orgânica algal. A seletiva degradação dos componentes da matéria orgânica durante a fase diagenética inicial possui alto potencial para alterar a razão C/N da matéria orgânica em sedimentos. A degradação parcial da matéria orgânica algal durante os processos iniciais de deposição pode diminuir seletivamente os componentes protéicos e, desse modo, aumentar a razão C/N. O inverso – diminuição da razão C/N – tem sido observado em solos (SOLLINS et al., 1984) e em sedimentos oceânicos (MULLER, 1977), devido essencialmente a absorção de amônia originada pela decomposição da matéria orgânica acompanhada pela remineralização e liberação do carbono. A razão C/N é normalmente bem preservada em alguns poucos centímetros abaixo do contato sedimento-água. Por exemplo, as razões C/N de fragmentos de plantas vasculares que alcançam valores entre 30 e 40 em sedimentos marinhos costeiros demonstram forte evidência de contribuições de plantas terrestres celulósicas para a matéria orgânica total nestes ambientes (ERTEL & HEDGES, 1985).

2.4.2 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DO CARBONO

A composição isotópica do carbono tem sido utilizada na distinção entre fontes de matéria orgânica sedimentar de origem marinhas e continentais, como também na identificação de matéria orgânica originária de diferentes tipos de plantas terrestres. A composição isotópica do carbono da matéria orgânica reflete principalmente os mecanismos de assimilação do carbono durante a fotossíntese e a composição isotópica da fonte do carbono fixado (HAYES, 1993). Existem três caminhos metabólicos utilizados pelos vegetais fotossintetizantes para a incorporação do carbono da matéria orgânica, a saber: (1) metabolismo de Calvin-C3, são os vegetais que incorporam preferencialmente 12C na matéria orgânica, produzindo uma matéria orgânica empobrecida em 13C com valores –320/00 e –200/00. Estão representados por quase todos os vegetais arbóreos e também pelo fitoplâncton; (2) metabolismo Hatch-Slack-C4, que discrimina menos o 13C durante a incorporação na matéria orgânica produzindo, assim, uma composição isotópica mais pesada, variando de –170/00 a –9 0/00. Este grupo está representado por quase todas as gramíneas; e (3) o metabolismo do ácido crassuláceo – CAM, o qual produz valores isotópicos intermediários entre –200/00 e –100/00, constitui o caminho seguido pelas cactáceas e suculentas em geral.

2.4.3 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DO NITROGÊNIO



O nitrogênio apresenta dois isótopos naturais, ambos estáveis, o 14N e o 15N. O 14N apresenta a maior abundância natural (acima de 95%), e se mede a razão entre os dois isótopos (14N/15N) comparado com o nitrogênio molecular atmosférico.
Os isótopos de nitrogênio em sedimentos lacustres têm sido largamente utilizados em estudos paleoambientais, uma vez que fornecem importantes informações a respeito da origem e degradação da matéria orgânica (MEYERS & ISHIWATARI, 1993; SIFEDDINE et al., 1994; CLAIR & EHRMAN, 1996).
O reservatório de nitrogênio inorgânico disponível para as plantas aquáticas e terrestres difere quanto ao seu conteúdo isotópico. Por exemplo, o nitrato dissolvido apresenta razão isotópica entre +7 e +100/00, enquanto o nitrogênio atmosférico tem assinatura isotópica igual a 00/00. esta diferença é preservada na matéria orgânica dos vegetais que utilizam tais fontes de nitrogênio. Assim, algas fitoplanctônicas que utilizam o nitrato dissolvido na água como fonte de nitrogênio, apresentam composição isotópica de +80/00, enquanto que plantas terrestres que utilizam nitrogênio atmosférico, apresentam composição isotópica de +10/00. Geralmente, não são registrados mudanças na composição isotópica do nitrogênio com o tempo, mostrando assim, que este é um parâmetro geralmente conservativo, isto é, não sofre modificações diagenéticas.
Os isótopos de nitrogênio não permitem uma distinção clara das fontes de matéria orgânica algal e de plantas terrestres. Acontece que como o ciclo do nitrogênio é muito complexo, ou seja varia em número de oxidação de –3 a +5, cada etapa desta produz um fracionamento isotópico diferente, e a matéria orgânica reflete a composição isotópica da fonte de nitrogênio assimilada. Para qualquer vegetal a fonte de nitrogênio preferencialmente assimilada é o amônio - pois produz um menor custo para utilização - no entanto, na ausência desta forma de nitrogênio será usada a forma que estiver presente e isso é igual para vegetais terrestres e aquáticos. Não existem valores padrões fixos para cada forma ou fonte de nitrogênio, assim por exemplo, uma coluna d’água no qual se tem uma camada oxidante e outra reduzida, quando a MO morre na camada oxidante, a degradação produz nitrato - com uma composição isotópica específica, o qual depende também da composição isotópica original da MO que degradou, ou seja da fonte de nitrogênio que ela assimilou. Esse nitrato, ou seja, o produzido pela degradação desta MO, pode atingir o ambiente redutor deste lago, sofrer uma amonificação, e sofrer outro fracionamento isotópico, o qual produziria uma nova composição isotópica. Se esta amônia agora formada, voltar para o ambiente oxidante do lago e sofrer uma nitrificação, vai se transformar novamente em nitrato, mas agora com uma composição isotópica completamente diferenrte daquele nitrato primeiramente formado. Assim, um vegetal deste lago poderia assimilar o nitrogênio em qualquer destas etapas do ciclo do nitrogênio deste lago e apresentaria uma composição isotópica diversa, desta forma, torna-se difícil inferir sobre fontes de MO com base na composição 15N. PETERS et al., (1978) e PETERSON e HOWARTH (1987) mostram que a diferença do reservatório de nitrogênio é preservada nos conteúdos isotópicos da matéria orgânica produzida pelo plâncton (15N de +8,60/00) e plantas C3 (15N de +0,40/00) em ecossistemas estuarinos. A diferença entre os valores de 15N da matéria orgânica marinha e continental foi empregado por PETERS et al. (op. cit.) para estimar a origem da matéria orgânica dos sedimentos da margem da Califórnia. Essa aproximação geralmente é válida, mas, aspectos da ciclagem biogeoquímica do nitrogênio introduzem complicações (FOGEL & CIFUENTES, 1993).
O 15N permite traçar com certo grau de certeza a ocorrência de fixação biológica de nitrogênio, ou seja, como o N2 atmosférico tem valor isotópico = 1 e a fixação biológica não produz fracionamento quando ocorre fixação biológica num determinado ambiente, produz valores próximos a 1.

2.4.4 PETROGRAFIA DA MATÉRIA ORGÂNICA

A petrografia orgânica constitui a análise microscópica das partículas de matéria orgânica refratária em sedimentos e rochas (TEICHMÜLLER, 1986). Na prática, ela descreve os diferentes constituintes residuais da matéria orgânica após tratamento com HCl e HF, para remoção dos carbonatos e silicatos, respectivamente. A observação visual é feita em microscopia óptica, e os diferentes tipos de partículas são identificados e quantificados. A petrografia orgânica é um importante traçador que permite verificar quantitativamente as origens da matéria orgânica, possibilitando também inferências sobre o meio de preservação (graus de oxidação, salinidade, etc).
Os estudos petrográficos sobre diferentes registros sedimentares possibilitam identificar três importantes grupos de constituintes orgânicos, os quais refletem a origem da matéria orgânica, sua preservação e seu modo de transporte até a deposição (LALLIER-VERGÈS et al., 1993; PATIENCE et al., 1995; SIFEDDINE et al., 1995):


  1. partículas orgânicas autóctones ou de origem aquática – são produzidas pela comunidade aquática. São compostos principalmente por sedimento não consolidado de coloração acinzentada, fragmentos orgânicos amorfos e fragmentos reconhecíveis de algas e animais;




  1. partículas orgânicas alóctones ou de origem terrestre – constituem uma variedade de fragmentos ligno-celulósicos preservados e material orgânico derivado de solo. Esse tipo de matéria orgânica é a mais comum em ambientes dominados por plantas vasculares, como por exemplo, planícies inundadas, mangues e solos. Em alguns ambientes específicos, como por exemplo, as turfeiras, as partículas ligno-celulósicas devem ser consideradas como autóctones. Isto é particularmente verdade para lagos que possuem abundante vegetação emergente, como o Lago Tritrivakely em Madagascar (SIFEDDINE et al., op. cit.) e a Lagoa do Caçó (ALBUQUERQUE, comunicação pessoal); e

(3) Esporos, pólen, e fragmentos remanescentes de incêndios florestais – são fragmentos levados para os lagos pelos ventos.

2.4.5 PIGMENTOS SEDIMENTARES

Plantas superiores e algas sintetizam uma variedade de pigmentos, os quais atuam durante o processo da fotossíntese. Alguns remanescentes desses pigmentos podem ser utilizados como traçadores da paleoprodutividade.


Os pigmentos contêm grupos, chamados cromóforos, tipicamente conjugados por ligações duplas C=C, as quais absorvem porções do espectro solar visível dando às moléculas suas colorações características. Em adição, muitos pigmentos possuem grupos funcionais contendo oxigênio. A dupla ligação e os grupos funcionais provêm pontos para o ataque microbiológico, tornando estes compostos especialmente sensíveis à alteração diagenética. Apesar desta tendência, uma parte do aporte pigmentar que vai para os oceanos e lagos pode ser estabilizada pelas alterações diagenéticas. Os tipos mais comuns de alterações estabilizadoras são aromatizações completas do anel tetrapirólico da clorofila que conduz a porfirina e a hidrogeneização das duplas ligações carbono-carbono carotenóides para formar alkanos isoprenóides. Esses produtos estabilizados da diagênese são encontrados em sedimentos antigos apenas. Em sedimentos recentes não é possível serem encontrados devido à transformação que se dá de forma muito lenta (MEYERS, 1997).
Assim, como dito anteriormente, os pigmentos vegetais são bastante suscetíveis à decomposição oxidativa, mas em lagos produtivos os pigmentos tendem a ser mais bem preservados, uma vez que a existência de um ambiente anóxico nos sedimentos favorece a preservação dos pigmentos (GORHAM, 1960; GORHAM & SANGER, 1967, 1975). Já, em lagos improdutivos, uma grande proporção de matéria orgânica sedimentar é alóctone, e estes detritos terrestres possuem baixa concentração de pigmentos, uma vez que foi exposto a longo período de oxidação na superfície dos solos (GORHAM & SANGER, 1967; SANGER e GORHAM, 1973). Além disto, a não existência de um hipolímnio anóxico também ajuda a degradação dos pigmentos.


©principo.org 2016
enviar mensagem

    Página principal