LUCIANE SILVA MOREIRA

Transcrição

1 LUCIANE SILVA MOREIRA RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLOGICA DO LAGO SANTA NINHA, VÁRZEA DE CURUAI, PARÁ, BRASIL Dissertação apresentada ao Curso de Pós- Graduação em Geoquímica da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre em Geociências. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental ORIENTADORA: DRª. PATRICIA FLORIO MOREIRA TURCQ Niterói 2008

2 LUCIANE SILVA MOREIRA RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLÓGICA DO LAGO SANTA NINHA, VÁRZEA DE CURUAI, PARÁ, BRASIL Dissertação apresentada ao Curso de Pós- Graduação em Geoquímica da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre em Geociências. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental BANCA EXAMINADORA Profª Drª Patricia Moreira Turcq Orientadora/ IRD Prof Dr. Renato Campello Cordeiro Universidade Federal Fluminense Prof. Dr. Mauro Toledo - LAGEMAR Universidade Federal Fluminense Prof Dr. Marcelo Corrêa Bernardes Universidade Federal Fluminense Prof Dr. Francisco Fernando Lamego Simões-Filho IRD Niterói 2008

3 Dedicatória À minha família, pelo apoio e carinho, em todos os momentos

4 Agradecimentos À minha orientadora, Patrícia Turcq e ao professor Bruno Turcq, pela excelente orientação, paciência e dedicação. E ao professor Renato Campello, pelo apoio e atenção em vários momentos durante este trabalho. À professora Ana Luiza, pelas suas ótimas aulas, por ceder seu laboratório ao nosso trabalho e por me apresentar à minha orientadora. À minha mãe, que mesmo sem entender muito bem o que eu faço, sempre esteve presente me apoiando incondicionalmente. Ás minhas primas Olívia e Ursula e meu irmão Ricardo, pela ótima convivência e pelos nossos papos madrugada a fora. E a minha irmã, pela confiança no meu trabalho. Aos meus amigos do departamento, sem os quais este curso não teria sido o mesmo. Ao Fabinho, pelo companheirismo e amizade, por me tirar tantas duvidas e me socorrer por tantas vezes! A minha querida amiga Vanessa, sem a qual eu nem estaria aqui e aos meus amigos Leandro e Fernanda, pelos momentos divertidíssimos e inesquecíveis que passamos juntos. Ao Edgar, pelo auxílio ainda no inicio deste curso, ao Rodrigo Rodrigues, pela participação e boas dicas, à Renata Lima, pela disposição a ajudar, à Elisamara, pelo carinho, hospitalidade nos momentos mais críticos e pelo bom exemplo como profissional que eu admiro muito, ao Marcelo Cabelo, pelos nossos papos e cumplicidade nos trabalhos, ao Léo, pelo seu bom humor contagiante, ao Wilson por sua simpatia e Daniela Claver, Andrea e Patricia Roeser pelo apoio. Aos companheiros de laboratório Mauricio (suípa), Laureline e Guillaume, pela colaboração e pelos momentos de descontração e especialmente a Mariana Castro, pela nossa tão querida amizade. A todos os técnicos e funcionários do departamento de Geoquímica da UFF, pelo bom trabalho e suporte que nos proporcionam. Em especial ao Nivaldo, por sempre nos ajudar com tanto carinho. Aos meus amigos Pablo, Elisa, Paulete, Raquel, Alex, Bruninho e Aline, pelo carinho e amizade e ao Zied, pelas caronas e participação.

5 RESUMO A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso dos seus rios, por planícies de inundação. Sabe-se que estas regiões apresentam um grande potencial no armazenamento de matéria orgânica, que por sua vez, reservam importantes informações sobre mudanças climáticas ocorridas no passado. O conhecimento destas alterações pretéritas permite o entendimento de como os ecossistemas podem reagir a futuras mudanças no clima. Tendo em vista estas características, o objetivo deste estudo é reconstruir as mudanças paleoambientais e paleohidrológicas do Lago Santa Ninha, na Várzea do Lago Grande de Curuai, localizada na margem direita do Rio Amazonas, à aproximadamente 850 km da foz. Foram analisados dois testemunhos, denominados como TA12 e TA14 que apresentam, respectivamente, 2,10 e 2,70cm de comprimento. A determinação do teor de água, densidade aparente, granulometria e mineralogia permitiram reconstruir a hidrodinâmica da região. A análise da composição da matéria orgânica, através da concentração de carbono e nitrogênio e dos isótopos estáveis δ 13 C e δ 15 N indicaram as alterações na vegetação e as datações por carbono 14 revelaram que o testemunho TA14 apresenta 5700 anos cal AP. Este estudo colocou em evidencia diferentes ambientes sedimentares: na base do testemunho até 5000 anos cal AP temos uma vegetação inundada que foi gradualmente substituída por bancos de gramíneas e por uma planície com secas sazonais em 4000 anos cal AP até alcançar, desde 700 anos AP as condições atuais deste lago. Essas mudanças são interpretadas como a resposta a um aumento do nível da água do rio durante as enchentes, que por sua vez são conseqüências de alterações climáticas ocorridas na região. Palavras-chave: paleohidrologia, paleoambientes, Amazônia, várzeas

6 ABSTRACT Amazonian Rivers are accompanied, during their course, by floodplains, which are named várzeas. It is known that these regions have a great potential in the storage of organic matter, which in turn, provides important information about climate change occurred in the past. Knowledge of these changes allows the understanding of how ecosystem may respond to future changes in climate. The physical, chemical and geochemical characteristics of lacustrine sediments were studied to reconstructed paleohydrological control on sedimentation in an Amazonian floodplain. Two cores were collected at the Lago Grande de Curuai floodplain, in Santa Ninha lake, located on the right margin of the Amazon River at 850km of the estuary. Water content, granulometry, radiocarbon datation, microscopic analyses, organic carbon and nitrogen content and δ 13 C were used to characterize the sedimentary processes. The core TA12 is 210 cm-long and the TA14 has 270cm that correspond to 5700 years cal BP. The core points out different sedimentary environments: a flooded vegetation at the base of the core till 5000 cal yrs BP is substituted by graminea banks changing to a floodplain encompassing prolonged annual dryness at 4000 cal yrs BP. Since 700 BP the present day varzea lake, permanently overflooded, has been installed. These changes are interpreted as a response to an increase in the level of water in the river during the floods, which in turn are consequences of climate change occurring in the region. Key-words: paleohydrology, paleoenvironment, Amazonia, floodplain lakes

7 LISTA DE FIGURAS Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no Figura 1 ano de 2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007) Figura 2 Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese realizada pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto da decomposição; (b) os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios; ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005) Figura 3 Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo de hidrogênio (δd) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO 2 (365ppmv) e de CH4 (1600ppbv) também estão indicadas, correspondendo aos valores registrados no ano de (RAYNAUD et al., 2000) Figura 4 Variações orbitais propostas por Milankovitch Figura 5 Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em diferentes períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO2. (a) durante o UMG,( anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial (adaptado de MAYLE et al., 2004) Figura 6 Diagrama δ 13 C C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003) Figura 7 Localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007) Figura 8 Zonas morfoestruturais e principais tributários da Bacia Amazônica. Adaptado de MORTATTI & PROBST, Figura 9 Tipos de solo presentes na Bacia Amazônica (CERRI et al., 2007) Figura 10 Média anual da precipitação em território brasileiro durante os anos de 1931 e 1990 (DE OLIVEIRA & NELSON, 2001) Figura 11 Variação na precipitação durante o ano. (A) Dezembro-Janeiro- Fevereiro; (B) Março-Abril-Maio; (C) Junho-Julho-Agosto; (D) Setembro-Outubro-Novembro (FIGUEROA & NOBRE, 1990) Figura 12 Flutuações anuais na descarga do rio Amazonas, medida na cidade de Manaus, entre os anos 1900 e Os anos sob influencia do ENSO estão marcados com círculos escuros (AMARASEKERA et al., 1997)... 41

8 Figura 13 Influência da Zona de Convergência Intertropical na América do Sul (KAANDORP et al., 2005) Figura 14 (a) Cidade de Óbidos (b) Várzea do Lago Grande de Curuai Figura 15 Nível da água medido na Várzea do Lago Grande de Curuai e no Rio Amazonas, na cidade de Óbidos, entre os anos de 1999 e 2004 (MAURICE-BOURGOIN et al., 2007) Figura 16 Várzea do Lago Grande de Curuai. O Lago Santa Ninha localizase na área em destaque Figura 17 Coleta do testemunho TA14, Lago Santa Ninha, na campanha de Figura 18 Localização dos testemunhos TA12 e TA14 no Lago Santa Ninha, Várzea do Lago Grande de Curuai, Pará Figura 19 Testemunhos TA14 e TA12 após abertura em seção transversal.. 51 Figura 20 Chave representando as partículas identificadas em análise microscópica Figura 21 Radiografia do testemunho TA Figura 22 Idades calibradas e modelo cronológico do testemunho TA Figura 23 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA Figura 24 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA Figura 25 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do testemunho TA Figura 26 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do testemunho TA Figura 27 Difratogramas de raios-x do Topo, Meio e Base do testemunho TA Figura 28 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA Figura 29 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunhos TA14 e TA Figura 30 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA Figura 31 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA Figura 32 Fluxos de carbono orgânico do testemunho TA Figura 33 Composição isotópica do testemunho TA Figura 34 Elementos identificados em cada fase litológica, através da análise microscópica de material sedimentar do testemunho TA Diagrama silte/areia/argila das amostras dos testemunhos Figura 35 TA14(em preto) e TA12 (em vermelho) Figura 36 Correlação entre os valores de δ13c e razão C/N para o testemunho TA

9 LISTA DE TABELAS Tabela 1 Coordenadas, espessura da coluna d água nos pontos de coleta, e comprimento dos testemunhos coletados no Lago Santa Ninha Tabela 2 Resumo metodológico aplicado neste trabalho Tabela 3 Descrição do testemunho TA14 segundo a tabela de Munssel 60 Tabela 4 Descrição do testemunho TA12 segundo a tabela de Munssel 61 Tabela 5 Idades 14 C e calibradas do testemunho TA Tabela 6 Classificação do tamanho das partículas Tabela 7 Médias para cada elemento identificado ao longo das cinco unidades litológicas do testemunho TA Tabela 8 Síntese dos eventos paleoambientais ocorridos no Lago Santa Ninha nos últimos 5700 anos cal AP Tabela 9 Idades interpoladas e taxas de sedimentação do testemunho TA Tabela 10 Teor de água e densidade do testemunho TA Tabela 11 Teor de água e densidade do testemunho TA Tabela 12 Granulometria do testemunho TA Tabela 13 Granulometria do testemunho TA Tabela 14 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA Tabela 15 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA Tabela 16 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA Tabela 17 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA Tabela 18 Fluxo de carbono orgânico do testemunho TA Tabela 19 Percentual de elementos identificados através das laminas de material sedimentar bruto

10 LISTA DE ABREVIATURAS AMS - Espectrometria de Massa com Aceleradores (Accelerator Mass Spectrometry) AP antes do presente C carbono COT carbono orgânico total ENSO El Niño/ oscilação Sul H 2 O 2 - Peróxido de hidrogênio IBAMA Instituto Brasileiro do Meio Ambiente IBGE Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change MOA - Matéria orgânica amorfa Pg - Pentagrama (10 15 gramas) UMG - Último máximo glacial ZCIT - Zona de Convergência Inter-Tropical

11 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO BASE TEÓRICA O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono atmosférico? AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA AMAZÔNIA Mudanças climáticas durante o Pleistoceno O Holoceno na Amazônia GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS Composição isotópica do carbono e nitrogênio Composição elementar Datação radiocarbônica Análise microscópica INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS ÁREA DE ESTUDO RIOS DA BACIA AMAZÔNICA GEOLOGIA PEDOLOGIA CLIMATOLOGIA VEGETAÇÃO Florestas inundáveis FORMAÇÃO DAS PLANÍCIES DE INUNDAÇÃO VÁRZEA DO LAGO GRANDE DE CURUAI Lago Santa Ninha... 48

12 4 METODOLOGIA COLETA RADIOGRAFIA ABERTURA E DESCRIÇÃO DATAÇÃO POR 14 C Taxa de sedimentação CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, GRANULOMÉTRICAS E MINERALÓGICAS DOS SEDIMENTOS Determinação do teor de água Determinação da densidade Granulometria Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho Mineralogia por difratometria de Raios X GEOQUÍMICA ORGÂNICA Fluxo de carbono PREPARAÇÃO DAS LÂMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO RESUMO METODOLÓGICO RESULTADOS DESCRIÇÃO DOS TESTEMUNHOS RADIOGRAFIA DATAÇÕES COM 14 C SEDIMENTOLOGIA Determinação do teor de água Determinação da densidade aparente Granulometria Mineralogia Mineralogia por difração de raios X Mineralogia por espectrometria de infravermelho GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA Carbono orgânico total e nitrogênio orgânico total... 76

13 5.6.2 Fluxo de carbono orgânico Isótopos estáveis de Carbono (δ 13 C) e nitrogênio (δ 15 N) LAMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO DISCUSSAO... 7 CONCLUSÕES... 8 REFERÊNCIAS... 9 ANEXOS

14 1 INTRODUÇÃO A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, com uma área aproximada de seis milhões de Km 2 (RODDAZ et al., 2006) e uma descarga média anual que representa 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS et al., 2001). Devido à sua extensa área, este sistema hidrográfico apresenta um importante papel na modulação do clima e dos ciclos biogeoquímicos regionais e globais (MAYORGA; AUFDENKAMPE, 2002) que, juntamente com sua peculiar biodiversidade, motivam a realização de diversos projetos científicos. A região Amazônica é caracterizada por uma notável riqueza em termos de biodiversidade, interpretada como conseqüência de variações paleoclimáticas. Estas oscilações encontram-se registradas nos depósitos sedimentares dos últimos milênios (TURCQ et al., 1998a). Através destes registros, os estudos paleoambientais têm como objetivo detectar alterações na vegetação e na dinâmica sedimentar de rios e lagos, identificando as mudanças ocorridas nos ecossistemas ao longo do tempo. Atualmente tem se observado um crescimento das discussões científicas sobre as conseqüências que as mudanças climáticas podem causar na Amazônia, o que torna imprescindível o conhecimento de como os ecossistemas amazônicos reagiram a alterações climáticas passadas. Desta forma é possível avaliar a suscetibilidade desta região às variações no clima e compreender quais serão as possíveis conseqüências que futuras mudanças climáticas podem ocasionar. A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso seus rios, por planícies de inundação, que ocupam uma área de Km 2 na Amazônia Central (JUNK et al.,1997). Como conseqüência dos pulsos de inundação, decorrentes do ciclo hidrológico dos rios, estima-se que nesta região transite 80% do material transportado pelo Rio Amazonas (MERTES et al., 1996). Desta forma quantidades significativas de matéria orgânica podem ficar estocadas nesta região, de forma temporária ou permanente (MOREIRA-TURCQ et al., 2004). Segundo Meyers (2003, 1997, 1994) a matéria orgânica presente em sedimentos lacustres conserva informações paleoambientais sobre sua origem, condições de formação, transporte e deposito. Estes dados podem ser obtidos

15 através da análise de sua composição, que inclui uma variedade de indicadores isotópicos e moleculares. Para este trabalho foi escolhido um Lago de várzea do Rio Amazonas, um ecossistema onde há grande acúmulo de matéria orgânica, oriunda tanto do Rio Amazonas quanto da produção in situ. Portanto, trata-se de um ambiente com grande potencial para a utilização de indicadores paleoambientais, que nos permitirá obter informações sobre possíveis mudanças climáticas ocorridas em regiões tropicais. Tendo em vista estas características, o objetivo geral deste trabalho é a reconstrução paleohidrologica do Lago Santa Ninha. Os objetivos específicos são: - conhecer a dinâmica sedimentar deste lago; - estimar a taxa de acumulação do carbono orgânico; - determinar a origem da matéria orgânica acumulada através de análises elementares e isotópicas.

16 18 2 BASE TEÓRICA A Bacia Amazônica, devido à sua dimensão continental e grande diversidade biológica, além da sua importância frente aos processos globais e regionais, vem sendo objeto de diversos projetos científicos. Entre estes, destacam-se as discussões sobre mudanças climáticas, já que esta região exerce importante influência sobre o clima. Esta influência ocorre, principalmente, através da emissão ou retenção de gases do efeito estufa, da evaporação dos corpos d água e da evapotranspiração (transpiração das plantas e evaporação da água retida na vegetação, responsável por cerca de 50% das chuvas que a floresta recebe). Devido à enorme quantidade de calor latente liberada para a atmosfera pelas chuvas, a região é uma zona de convecção profunda para a alta atmosfera e uma fonte de calor significativa para o sistema climático global (CAPOZZOLI, 2002; BAKER et al., 2001). Atualmente, o papel deste ecossistema no contexto climático que mais tem recebido destaque é na emissão e retenção do carbono. Porém, este ainda é um tema muito debatido na comunidade cientifica, com muitas questões por desvendar, como analisado a seguir. 2.1 O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA Estima-se que 50% do carbono total estocado pelas florestas tropicais do nosso planeta esteja armazenado na Bacia amazônica (KELLER et al., 1997), o que representa um valor de 127,6 Pg (1 Pg = g). Deste total, 94,3 Pg C está presente na vegetação e 33,3 Pg nos solos, segundo estimativas de Tian e colaboradores (2000). Porém, devem-se levar em consideração os diferentes ecossistemas amazônicos, já que apresentam capacidades distintas no estoque de carbono. Segundo Adam e Faure (1998), as florestas úmidas tropicais armazenam cerca de 320 toneladas de carbono por cada hectare, enquanto as florestas decíduas e as savanas apresentam um potencial de 260 e 90 toneladas/hectare, respectivamente. A figura 1 permite observar esta diferente capacidade ao longo da bacia amazônica.

17 19 Figura 1: Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no ano de 2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007) Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono atmosférico? Estudos globais sobre a liberação de carbono observaram que, entre 1980 e 1989, a emissão total de CO 2 para a atmosfera foi de 7,1 Pg C/ano, sendo que 5,5 Pg C era oriundo da queima de combustíveis fósseis e 1,6 Pg do desflorestamento. Deste valor total, apenas 3,3 Pg/ano permaneceram na atmosfera e 2,0Pg C/ano foram transferidos para os oceanos. Os 1,8 Pg C/ano restantes foram provavelmente absorvidos por ecossistemas terrestres (MALHI et al., 1999). Diversos trabalhos têm demonstrado que a floresta amazônica intacta atua como um importante absorvedouro de carbono (CAPOZZOLI, 2002; MALHI et al., 1999; MALHI ; GRACE, 2000; NOBRE, 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002, PHILIPS et al., 1998) seqüestrando numa taxa de 0,44 Pg C/ano (PHILIPS et al., 1998). Segundo Tian et al. (1998), a floresta amazônica é capaz de absorver quantidades similares (ou até mesmo superiores) de carbono atmosférico liberados pelas queimadas. Porém, devido ao intenso desflorestamento e queima de biomassa, ainda não se sabe se a floresta atua como absorvedouro ou como fonte de carbono. As emissões anuais totais de CO 2 decorrentes das queimadas pode chegar a 0,2 Pg (HOUGHTON et al., 2000). Entretanto, ainda não se sabe quais são os mecanismos

18 20 capazes de fazer com que a floresta seqüestre o carbono de forma a anular as emissões antrópicas. Por enquanto, ainda não há dados suficientes para concluir sobre o papel da Amazônia no balanço de carbono, assim como ainda perduram incertezas sobre os altos valores de retenção e emissão deste elemento (NOBRE ; NOBRE, 2002). Além desta emissão antrópica, alguns trabalhos têm demonstrado que os rios e as planícies inundáveis amazônicos emitem CO 2 para a atmosfera, (RAYMOND, 2005; MAYORGA et al., 2005; RICHEY et al., 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002), podendo chegar a uma taxa de 0,5 Pg por ano, na Bacia Amazônica (RICHEY et al., 2002). Este carbono pode ser proveniente da matéria orgânica que é transportada pelos rios e florestas inundadas, onde sofre decomposição, liberando o CO 2. A figura 2 esquematiza a participação da Bacia Amazônica no ciclo global do carbono. Figura 2: Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese realizada pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto da decomposição; (b) os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios; ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005).

19 21 Apesar de ser responsável por absorver grande parte do carbono atmosférico, esta capacidade sofre influência de variações climáticas interanuais. Estes acontecimentos fazem com que esta região atue como sumidouro de carbono atmosférico em alguns anos ou como fonte em outros períodos (MELILLO et al., 1996). Em anos mais secos (como os anos de 1987 e 1992), com influencia do El Niño, a Bacia Amazônica apresentou um balanço liquido emitindo 0,2 Pg de C por ano, segundo dados obtidos por modelos experimentais aplicados por Tian e colaboradores (1998). Esta mesma equipe observou que, em anos mais úmidos (como em 1981 e 1993), esta região é capaz de seqüestrar o equivalente a 0,7 Pg de carbono por ano. Estes diferentes dados revelam que a Amazônia reage rapidamente à variações climáticas numa escala temporal de poucos anos (TURCQ et al., 2002a), mostrando sua susceptibilidade às alterações no clima. O aumento continuo na concentração atmosférica de CO 2 devido a atividades antrópicas pode levar a significantes mudanças climáticas. Segundo o Quarto Relatório de Avaliação do Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC, 2007), os valores de CO 2 atmosférico aumentaram de 280 ppm no período pré-industrial, para 379 ppm em 2005, sendo o uso de combustíveis fosseis o principal responsável por esse aumento, seguido pelas mudanças no uso do solo. A absorção de carbono pelos oceanos e sistemas terrestres também é sensível ao clima, assim como às alterações das concentrações atmosféricas do CO 2 (COX et al., 2000). Porém, o nosso planeta já passou por diversas alterações climáticas, com diferentes mudanças nas concentrações atmosféricas de CO 2 (RAYNAUD et al., 2000; INDERMUHLE et al., 1999; PETIT et al., 1999), como discutido no tópico a seguir. 2.2 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO O Quaternário é um período da era geológica, iniciado há cerca de 1,6 milhões de anos, subdivido em Pleistoceno e Holoceno. Este último iniciou-se há cerca de anos 14 C, quando as geleiras estavam próximas de sua extensão mínima, sendo caracterizado por menor variedade climática quando comparado com o Pleistoceno. Este foi marcado por uma grande instabilidade no clima, refletido por uma série de eras glaciais, separadas por períodos interglaciais curtos e quentes. A

20 22 alternância entre estes períodos causaram mudanças na temperatura e nível dos oceanos e variações nas quantidades de gelo nas calotas polares, afetando o clima do planeta, principalmente em relação à variação da temperatura e da umidade (VIDOTTO et al., 2007). A análise de bolhas de ar contidas em testemunhos de gelo tem revelado a composição da atmosfera na época em que as camadas de gelo foram depositadas. Estes estudos confirmaram que as concentrações de CO 2 e de CH 4 oscilaram seguindo um padrão regular durante os últimos anos. Esta oscilação mostrou uma correlação positiva com a concentração de marcadores de paleotemperatura, como o deuterium (δd) e o δ 18 O (PETIT et al., 1999). A figura 3 evidencia esta correlação, observada segundo analises realizadas no testemunho de gelo coletado na estação russa de Vostok, Antártida. Figura 3: Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo de hidrogênio (δd) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO 2 (365ppmv) e de CH 4 (1600ppbv) também estão indicadas, correspondendo aos valores registrados no ano de (RAYNAUD et al., 2000). As causas físicas para estas alterações climáticas foram atribuídas à diminuição da insolação no planeta. Segundo M. Milankovitch (1941 apud BERGER ;

21 23 LOUTRE, 1997) existem três variações previsíveis na órbita da Terra em volta do sol, que ocorrem a cada 100 mil, 41 mil e 22 mil anos. Estas variações modificam a quantidade de energia solar recebida, o que provoca mudanças no clima da Terra. As variações na orbita da Terra, propostas por Milankovitch, ocorrem na excentricidade da orbita, na obliqüidade e na precessão dos equinócios, como representado pela figura 4. A excentricidade refere-se à forma da orbita da Terra em torno do sol, que pode torna-se mais excêntrica (elíptica) ou mais circular num ciclo de aproximadamente anos. A obliqüidade é a inclinação do eixo de rotação da Terra, que no passado pode ter variado entre 22º e 24,5º, num ciclo de 41 mil anos. Nos períodos de baixa obliqüidade, mais radiação solar atinge latitudes mais baixas, em contraste com os pólos. A precessão dos equinócios é o nome dado à mudança na direção do eixo da Terra em relação ao Sol, que ocorre num ciclo de a anos (KUKLA ; GAVIN, 2004). Figura 4: Variações orbitais propostas por Milankovitch.

22 24 Os dados referentes às concentrações de CO 2 e CH 4 obtidos nas analises do testemunho de gelo de Vostok coincidem com os ciclos de obliqüidade e de precessão de Milankovitch (PETIT et al, 1997). Existem outros estudos que também apresentam correlação com os ciclos orbitais. Analises de pólen em sedimentos lacustres de Sabana de Bogotá, por exemplo, mostraram que a quantidade de determinado táxon arbóreo aumentava e diminuía, em ciclos de e , que correspondem ao ritmos de precessão e obliqüidade (BUSH et al., 2002) Análises das alterações do nível do lago El Valle, no Panamá (BUSH, 2001), e de lagos do Morro dos Seis lagos, no Amazonas também apresentaram flutuações que coincidiam com estas forçantes orbitais (BUSH et al., 2002). Outro fenômeno que também é capaz de provocar mudanças climáticas está relacionado à atividade solar, analisada através dos ciclos de manchas solares (de aproximadamente 11 anos em média, ou seus múltiplos). Com a variação desta atividade, ocorre aumento ou diminuição na quantidade de calor irradiada na superfície terrestre, provocando alterações no clima (SUGUIO, 1999). Portanto, a origem das variações climáticas é complexa e resulta da interação de diversos fenômenos, não existindo uma única causa, mas sim a interação de diversos fatores atuando em diferentes escalas temporais e espaciais (SUGUIO, 1999). 2.3 MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA AMAZÔNIA Determinar as respostas dos ecossistemas amazônicos a alterações significativas na temperatura, precipitação e concentração atmosférica de CO 2 que ocorreram desde o último máximo glacial (UMG) é um tema abordado por diversos pesquisadores. Esta discussão tem como objetivo fornecer subsídios para a compreensão de como a vegetação pode responder a futuras mudanças climáticas Mudanças climáticas durante o Pleistoceno As interpretações sobre as conseqüências que as condições ambientais dos períodos glaciais pleistocênicos provocaram no desenvolvimento da Amazônia ainda apresenta muitos pontos divergentes. A Teoria dos Refúgios, postulada através de

23 25 dados sobre a distribuição geográfica de espécies vegetais e animais, aliados a evidência de condições climáticas mais secas durante estas fases, constitui uma das principais discussões sobre a origem da diversidade biológica da região amazônica. Proposta pelo alemão Jürgen Haffer em 1969 e pelo brasileiro Vanzolini em 1970, esta teoria sugere que floresta estaria reduzida a ilhas cercadas por savanas, estes espaços limitados, chamados de refúgio, foram locais onde as espécies adaptadas ao clima mais úmido puderam desenvolver-se (DE FREITAS et al., 2001; BUSH, 1996). Com o retorno às condições mais quentes dos períodos interglaciais, a floresta se expandia novamente e as espécies dos diferentes refúgios encontravam-se, acentuando a biodiversidade da região. Durante o UMG, a queda de 5ºC na temperatura média global alterou a atuação da Zona de convergência Intertropical, reduzindo fortemente a precipitação na bacia Amazônica, fazendo com que o clima ficasse mais seco (LEDRU et al., 1998). Este clima tornaria o meio favorável a expansão de savanas, que substituíam a floresta tropical em determinadas regiões (VAN DER HAMMEN ; ABSY, 1994). Porém, em algumas áreas, a floresta permaneceu. Vários pesquisadores apresentaram resultados que evidenciam a ocorrência de períodos mais secos na Amazônia durante o UMG, representando indícios da existência dos refúgios. Análises de pólen realizadas no estado de Rondônia (VAN DER HAMMEN, 1974 apud BUSH ; OLIVEIRA, 2006) e em Carajás (ABSY et al., 1991 apud TURCQ et al., 2002a) mostraram que ocorreu uma regressão da floresta úmida nestas regiões, como conseqüência de períodos mais áridos. Observações nas alterações do fluxo de carbono na Lagoa da Pata, localizada no Morro dos Seis Lagos, sugerem uma diminuição do nível deste lago (BARBOSA et al., 2004), corroborando com outros dados obtidos para esta mesma região, durante o UMG (CORDEIRO et al., 2005.; CORDEIRO, 2000). Porém, muitos autores discordam sobre a ocorrência destes períodos secos, baseando-se em dados paleoambientais que sugerem que a Bacia Amazônica era majoritariamente ocupada por floresta tropical úmida durante o UMG. Segundo Bush (1996), o clima deste período não foi seco o suficiente para erradicar a floresta em algumas áreas, como postulado pela Teoria dos Refúgios. Bush et al (2002) apresentou indícios de que o nível de alguns dos lagos do Morro dos Seis Lagos era relativamente alto durante este período e que a vegetação dominante era de fato a floresta úmida (BUSH et al., 2004), em contraste com os outros trabalhos citados no

24 26 parágrafo anterior. Colinvaux et al (2000) supõem que as planícies amazônicas nunca foram substituídas por savanas durante qualquer período glacial, corroborando com o revelado por estudos polínicos (COLINVAUX et al., 1996) e pela aplicação de modelos experimentais (COWLING et al., 2001). Kastner e Goñi (2003) analisaram sedimentos marinhos coletados na foz do rio Amazonas e verificaram que a vegetação não sofreu grandes alterações durante o Pleistoceno tardio, incluindo o UMG. Este resultado sugere que a floresta tropical foi a vegetação dominante da Bacia Amazônica durante os últimos anos, não sendo encontrado evidencias do desenvolvimento de grandes áreas de savanas. E ainda existem indícios de que as savanas que atualmente estão presentes na Bacia Amazônica não foram muito mais extensas do que atualmente, especialmente durante o UMG (DE FREITAS et al., 2001). Apesar destas divergências, existem fortes indícios de que a floresta amazônica, desde o UMG até os dias atuais, desenvolveu-se (BEHLING et al., 2001), apresentando um crescimento de 39%. Este desenvolvimento implicou num aumento do estoques de carbono, que segundo Behling (2002), passou dos 139, toneladas para os atuais ton. A figura 5 seguir representa os valores estimados (através do modelo experimental SDGYM) da produção do carbono durante o UMG, o Holoceno Médio e o período pré-industrial. Os valores da concentração atmosférica de CO 2 para cada período também estão registrados, sendo possível observar um aumento dos estoques de carbono acompanhado pelo aumento deste gás na atmosfera. Figura 5: Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em diferentes períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO 2. (a) durante o UMG,( anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial (adaptado de MAYLE et al., 2004).

25 O Holoceno na Amazônia Em contraste com o Pleistoceno, o Holoceno não foi caracterizado pela ocorrência de fases glaciais globais. No entanto, estudos paleoambientais têm registrado importantes alterações climáticas durante este período em diversas regiões, como apresentado a seguir. O clima do Holoceno Inferior e Médio na Amazônia foi provavelmente mais seco e variável do que o registrado atualmente (TURCQ et al., 2007). Entre 7000 e 4000 anos AP foram detectadas diversas ocorrências de paleoincêndios, através do estudo da deposição de carvão no sedimento, associados a eventos climáticos mais secos (CORDEIRO et al., 2007 (in press), 1997; TURCQ et al., 1998b; CORDEIRO, 1995). Estes dados coincidem com o aumento nos níveis de CO 2 revelados pelo testemunho de gelo de Taylor Dome, Antártida (INDERMUHLE et al., 1999). Além desta evidencia, outros dados também sugerem a ocorrência de clima seco durante o Holoceno. Análises de pólen revelaram a existência de fases secas na Amazônia Central entre 4000 e 3500 anos 14 C AP e 2100 e 700 anos 14 C AP (ABSY, 1979 apud BEHLING et al., 2001) e no sul da Amazônia, entre 9000 e 3000 anos 14 C (MAYLE et al., 2000). Num lago da Amazônia Ocidental, Bush e Oliveira (1988) observaram uma redução do nível da água entre 4200 e 3150, interpretado devido à ausência de diatomáceas. Apesar destas fases mais secas, em outras regiões foram constatadas condições mais úmidas, como no caso do Rio Curuá (350km de Belém, Pára). Behling e Costa (2000) observaram um aumento contínuo do nível da água entre 6000 e 2500 anos 14 C AP, interpretado como reflexo de um clima mais úmido. Irion et al também determinaram a ocorrência de uma fase mais úmida no baixo Tapajós, a partir de 4300 anos cal AP. Portanto, estes dados mostram que ocorreram dois padrões distintos de vegetação holocênica na Amazônia (DE OLIVEIRA et al., 2002). Enquanto, por um lado, existem evidencias de que o clima e a vegetação florestal não apresentaram mudanças significativas durante o Holoceno (HABERLE ; MASLIN, 1999), a existência de alterações climáticas nesse mesmo período também foi registrada. A ocorrência de paleoincêndios em decorrência de um clima mais seco (CORDEIRO et al., 2007 (in press); TURCQ et al., 1998b; CORDEIRO et al., 1997; CORDEIRO,

26 ), com conseqüente processo de sucessão vegetal (MAYLE et al., 2000; MARTINELLI et al., 1996) constituem o segundo padrão de vegetação característico do período Holoceno na região Amazônica. Esta divergência entre evidencias de períodos úmidos e secos em diferentes regiões da Amazônia reflete as diferentes condições climáticas regionais. Isto ocorre devido a distribuição desigual de precipitação, o que resulta em condições úmidas em alguns lugares e condições secas em outros durante determinados períodos (CORDEIRO, 1995). Estes dados mostram que o Holoceno também foi marcado por mudanças climáticas. A mudança para as condições climáticas atuais, mais estável e mais úmido, parece ter sido estabelecida por volta de 1500 anos cal AP (TURCQ et al., 2007). 2.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS Existem diversas ferramentas que auxiliam na reconstrução paleoambiental em diferentes ambientes. A análise geoquímica da matéria orgânica sedimentar é um dos destaques nestes estudos. Tanto a produção quanto a preservação da matéria orgânica são afetadas pelas condições ambientais. Portanto, a análise deste material fornece indícios das condições climáticas presentes no período da sua deposição. O material orgânico presente em ambientes lacustres pode ser de origem autóctone, produzido no próprio lago, ou então de origem alóctone, proveniente das áreas adjacentes e transportadas e depositadas em sedimentos de ecossistemas lacustres. Portanto, a análise da composição do material orgânico permite inferir tanto sobre processos que ocorreram no interior do ambiente lacustre quanto no seu exterior Composição isotópica do carbono e nitrogênio A composição isotópica do carbono e do nitrogênio é muito sensível às alterações físico-químicas e biológicas do meio (HERCZEGA et al., 2001), o que permite inferir sobre mudanças na disponibilidade de nutrientes e identificar as diferentes fontes da matéria orgânica (MEYERS, 2003).

27 29 O carbono possui dois isótopos estáveis, o 12 C e o 13 C. A composição isotópica é expressa em δ 13 C, e calculada segundo a fórmula: δ 13 C= 13 C/ 12 C amostra 13 C/ 12 C padrão 13 C / 12 C padrão As plantas, com diferentes vias de fixação do carbono, discriminam o 13 CO 2 durante a fotossíntese, como conseqüência da diferente cinética bioquímica das moléculas contendo o 13 C e o 12 C. Existem duas principais vias, classificadas como ciclo C 4 e C 3. Os vegetais que realizam o ciclo C 4 apresentam um mecanismo mais eficiente na captação do CO 2. Como possuem uma maior capacidade de absorver este gás, a necessidade de abertura dos seus estômatos é menor. Assim, o tempo de abertura destas estruturas é reduzido, fazendo com que as células percam menos água. Entre as espécies que representam este tipo de vegetação estão as gramíneas tropicais, enquanto as plantas C 3 são tipicamente árvores (MEDINA et al., 2005; PESSENDA et al., 2002). A alta eficiência na utilização da água faz com que os vegetais C 4 sejam mais capazes de se expandir em climas quentes e secos com fraca precipitação (STREET-PERROT et al., 2004; HUANG et al., 2001; STREET-PERROT et al., 1997). Este tipo de vegetação é um provável indicio da ocorrência de uma regressão da floresta, associada a um clima mais seco. Como as plantas C 4 acumulam maiores quantidades de CO 2 em seu ciclo metabólico, seu sinal isotópico tende a ser menos negativo do que o sinal apresentado pelas plantas C 3. As plantas C 4 possuem valores de δ 13 C entre 8 e 13, enquanto as plantas C 3 tem valores entre 23 e 36 (MEYERS, 1994). O nitrogênio apresenta dois isótopos estáveis no ambiente: o 14 N e o 15 N. Sua composição isotópica é indicador de alterações na utilização do nitrato, da desnitrificação e fixação de N 2 (LEHMANN et al., 2002), que por sua vez permitem avaliar modificações na produtividade de ambientes marinhos e lacustres. O valor do δ 15 N do NO - 3, a forma dissolvida do nitrogênio mais utilizada pelas algas, é geralmente maior do que o N 2, utilizado pelas plantas através de organismos fixadores no solo. A diferença isotópica destas duas fontes de nitrogênio

28 30 é preservada nos valores de δ 15 N da matéria orgânica algal (+ 8,5 ) e de plantas C 3 (+ 0,5 ). Uma maior presença de cianobactérias, que são organismos capazes de realizar a fixação do nitrogênio atmosférico (N 2 ), também é responsável por valores mais baixos de δ 15 N (de -1 a 3 ), aproximadamente) (MEYERS, 2003) Composição elementar A concentração de carbono orgânico total (COT) é um indicador fundamental para determinar a quantidade de matéria orgânica no sedimento. Como esta contem 50% de carbono, a matéria orgânica sedimentar equivale a duas vezes o valor do COT (MEYERS, 2003). A concentração total de nitrogênio também é utilizada para a reconstrução paleoambiental, porém, assim como a concentração de carbono, não é, por si só, suficiente para informar a cerca da origem da matéria orgânica. Para este tipo de informação utiliza-se a razão entre os valores de carbono e nitrogênio encontrados no sedimento, denominado por relação C/N. As algas lacustres, que são ricas em proteínas e pobres em celulose, apresentam uma relação C/N entre 4 e 10, aproximadamente. Nas plantas vasculares, onde o conteúdo em celulose é maior, a razão C/N apresenta valores superiores a 20 (MEYERS, 1994). Os valores de δ 13 C das plantas C 3 e C 4 podem ser utilizados em simultâneo com os valores da razão C/N de algas e plantas vasculares para auxiliar na identificação das principais origens da matéria orgânica sedimentar. Para isto existe um diagrama, proposto por Meyers (1994) e representado na figura 6. No entanto, estes valores devem ser utilizados como guia, onde desvios podem ocorrer como conseqüência de variações na composição bioquímica, modificações diagenéticas, entre outros (MEYERS, 2003).

29 31 Figura 6: Diagrama δ 13 C C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003) Datação radiocarbônica O radionuclídeo 14 C é formado continuamente na estratosfera, sendo assimilado pelas plantas no processo fotossintético. Os animais, ao ingerirem os vegetais, incorporam este elemento. Quando morrem, a troca de 14 C com a atmosfera é interrompida e a concentração deste tende a diminuir, já que é de natureza radioativa. Este decaimento ocorre em taxa constante e, medindo a razão entre o 14 C e o 12 C em uma amostra, podemos então calcular a sua idade (PESSENDA et al., 2002). A meia vida do 14 C (tempo necessário para que a atividade se reduza à metade) é de anos e o limite de detecção desta técnica permite determinar a idade de até anos AC (PESSENDA et al., 2002). No entanto, existem variações naturais das concentrações de 14 C na atmosfera, revelados por anéis de crescimento anual de árvores. Devido à estas alterações, foi criado uma curva de calibração, onde as idades podem ser recalculadas, sendo expressas em anos cal AP (antes do presente) (TURCQ et al., 2007) Análise microscópica A análise microscópica do material sedimentar permite identificar diferentes tipos de matéria orgânica, em diferentes estágios de decomposição, que podem ser

30 32 agrupados em dois principais grupos, denominados por matéria orgânica amorfa e fragmentos ligno-celulósicos. A matéria orgânica amorfa pode ser do tipo avermelhada, que é formada através da decomposição bacteriana de restos vegetais (ERCEGOVAC et al., 2006). Este tipo de matéria orgânica caracteriza-se pelo seu estágio mais avançado de decomposição. Dentro deste grupo ainda podemos encontrar a matéria orgânica amorfa acinzentada, que tem origem na produtividade fitoplanctônica lacustre (SIFEDDINE et al., 1996), representando a degradação da matéria orgânica em ambientes anóxicos. Os fragmentos ligno-celulósicos são representados pelas cutículas, que são camadas extracelulares que recobrem a epiderme de vegetais vascularizados (ERCEGOVAC et al., 2006). Além deste tipo de material, também encontram-se os fragmentos ligno-celulósicos opacos, resultantes da degradação oxidativa (SIFEDDINE et al., 1996), e os fragmentos ligno-celulósicos translúcidos, caracterizados pela decomposição moderada de tecidos de plantas vasculares (TURCQ et al., 2002b). A análise microscópica da presença de carvão depositado em sedimentos também constitui um dos diversos indicadores paleoambientais. A queima de biomassa vegetal produz partículas de carvão que são transportadas pelos ventos, escoamento superficial e rios até seu local de deposição (VERARDO ; RUDDIMAN, 1996). Este parâmetro é considerado um importante marcador de mudanças climáticas, já que a ocorrência, propagação e dimensão dos incêndios estão relacionados a padrões climáticos específicos (CORDEIRO, 2000). No entanto, além deste enfoque orgânico, existem outras analises geoquímicas que também permite avaliar as condições climáticas pretéritas, como a mineralogia, fracionamento granulométrico, entre outros. Estes parâmetros, em conjunto, permitem obter informações mais amplas sobre as condições nas quais o material sedimentar foi depositado, como discutido no capítulo a seguir.

31 INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS A identificação das mudanças no sistema fluvial e lacustre através do tempo paleohidrologia é considerada um importante indicador paleoambiental. Como o clima é um dos principais fatores que controlam o comportamento dos rios, alterações na sua dinâmica fluvial indicam mudanças climáticas ocorridas na região, que podem ficar registradas nos depósitos sedimentares (SUGUIO; BIGARELLA, 1979). Portanto, a análise da natureza do material sedimentar fluvial e lacustre representa diferentes indicadores paleohidrológicos. Sua análise permite descrever as características físicas e mineralógicas do sedimento, que refletem as condições ambientais à que o rio esteve sujeito. A determinação da granulometria do sedimento permite analisar as condições ambientais sob as quais este material foi depositado. Por exemplo, um ambiente com uma hidrodinâmica menos turbulenta irá favorecer a deposição de um material sedimentar mais fino (IRION et al., 2006), assim como um ambiente com mais energia é capaz de transportar sedimentos mais grossos. A identificação dos minerais presentes ao longo do testemunho também permite inferir sobre as condições ambientais nas quais estes foram sedimentados. Os argilo-minerais, por sua vez, podem ser utilizados como indicadores da intensidade de processos erosivos, de transporte e ainda fornecem subsídios para avaliar a influência que os diferentes tributários exerceram ao longo do Rio Amazonas (GUYOT et al., 2007).

32 34 3 ÁREA DE ESTUDO A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, ocupando 5, Km 2 e com uma área deposicional de 2, Km 2 (RODDAZ et al., 2006). Sua descarga média anual é estimada em m 3 /s (ROSSETTI; VALERIANO, 2007) representando 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS et al., 2001). Este complexo hidrológico está localizado entre 5º de latitude Norte e 20º de latitude sul e se estende desde 50º a 80º de longitude oeste (TARDY et al., 2005), sendo limitado a oeste pela Cordilheira dos Andes; a norte pelo Planalto das Guianas e cerrados da Colômbia e Venezuela; ao sul pelo Planalto Central e à leste pelo Oceano Atlântico (CERRI et al., 2007). Aproximadamente 70% da Bacia Amazônica está situada no Brasil (KIRBY et al., 2006). O restante abrange o Peru, Bolívia, Colômbia, Equador, Venezuela e Guiana (fig. 7). Figura 7: localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007).

33 RIOS DA BACIA AMAZÔNICA A Bacia Amazônica é um complexo hidrológico formado por vários rios. O Rio Amazonas é o principal rio deste sistema. Ele é formado pela confluência dos Rios Marañon e Ucayali, no Peru. Quando chega em território brasileiro recebe o nome de Solimões (MOREIRA-TURCQ et al., 2003). Quando este último encontra o Rio Negro, na cidade de Manaus, forma o Rio Amazonas (GUYOT et al., 2007), que ao longo dos seus 6518 Km recebe mais de 1000 tributários (SALATI; VOSE, 1984 apud KONHAUSER et al., 1994). Os tributários do Amazonas apresentam algumas características químicas distintas, sendo os seus teores em material orgânico e sedimentar reflexo das diferenças geológicas e pedológicas das suas áreas de origem. Esta classificação ocorre em três categorias, de acordo com a coloração de suas águas, segundo classificação proposta por Sioli (1984 apud KONHAUSER et al., 1994): - os rios de águas brancas, como o Rio Solimões e Madeira, são rios originários da Cordilheira dos Andes, onde os processos erosivos são muito intensos, o que lhes confere um alto teor de sedimentos em suspensão e um teor orgânico relativamente baixo; - os de rios de águas pretas e claras são encontrados em planícies, onde a erosão é menos marcante do que na região anterior. Logo, a concentração de material em suspensão é mais baixa. Os rios de águas pretas, como o Rio Negro, possuem alto teor de matéria orgânica dissolvida, já que irrigam florestas, e ph ácido; - os rios de águas claras (Rios Xingu, Tapajós e Trombetas), são originários dos Escudos das Guianas e dos Escudos Brasileiros, e são caracterizados por uma alta atividade fitoplanctônica (DOSSETO et al., 2006; MOREIRA-TURCQ et al., 2003; FURCH; JUNK, 1997; SIOLI, 1950 apud KONHAUSER et al., 1994).

34 GEOLOGIA A bacia Amazônica apresenta diferentes formações geológicas, agrupadas em três estruturas morfológicas: os escudos das Guianas, ao norte, e o escudo brasileiro, ao sul; entre estes, na Amazônia central, encontram-se os depósitos fluviais datados do Cenozóico, região conhecida como planície sedimentar amazônica.; e na parte ocidental da bacia encontra-se as Cordilheiras dos Andes (MORTATTI et al., 1997; DOSSETO et al., 2006), como mostra a figura 8. O escudo das Guianas (com picos montanhosos de até 3000m) e o escudo brasileiro (com altitude média de 1200m) apresentam a mesma evolução tectônica (GUYOT et al., 2007), com predominância de rochas ígneas e metamórficas bastante erodidas (STALLARD; EDMOND, 1983 apud MORTATTI; PROBST, 2003). A planície sedimentar Amazônica apresenta-se apenas um pouco acima do nível do mar e é composta principalmente por material sedimentar proveniente da erosão dos Andes. É nesta região que se formam, periodicamente, planícies de inundação (GUYOT et al., 2007). A cordilheira dos Andes se formou através da colisão das placas de Nazca e sul-americana, desde o mioceno. Apresenta alta declividade, com forte ação erosiva: aproximadamente 1000 toneladas por Km 2 /ano, o que justifica o alto teor de sedimentos que esta região fornece às planícies amazônicas (IRION, 1989), como citado anteriormente.