monografia2003

RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS

INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS DO TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM

BASE EM FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS

Rio de Janeiro 2003

UNIVERSIDADE DO RIO DE JANEIRO

CENTRO DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS E DA SAÚDE

ESCOLA DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS

DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS NATURAIS

CURSO DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS

i

INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS DO

TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM BASE EM

FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS


Orientador: Prof. Aristóteles de Moraes Rios Netto

Monografia apresentada ao Curso de Graduação em Ciências Biológicas da

Universidade do Rio de Janeiro como requisito para obtenção de grau de Bacharel

em Ciências Biológicas

RIO DE JANEIRO 2003

ii


INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS DO

TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM BASE EM

FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS

Aprovado em ____ / _____ / _______

_________________________________________________________ _________________________________________________________ _________________________________________________________

Prof. Dr. Maria Célia Elias Senra (Co-orientadora)

Prof. Aristóteles de Moraes Rios Netto, M.Sc. (Orientador)

Oscar Strohschoen Júnior, M.Sc. (Membro da banca)

iii

FICHA CATALOGRÁFICA

PORTILHO – RAMOS, RODRIGO DA COSTA

Interpretações Paleoceanográficas e Bioestratigráficas do Testemunho JPC 17 (Porção Sul da Bacia de Santos), Com Base em Foraminíferos Planctônicos. [Rio de Janeiro], 2003. XI, 53p., 29,7 cm, (Escola de Ciências Biológicas – UNI-RIO, 2003. Monografia (Graduação) – Universidade do Rio de Janeiro, Centro de Ciências Biológicas e da Saúde, Graduação em Ciências Biológicas. 1.Foraminíferos planctônicos 2.Quaternário 3.Bacia de Santos 4.Bioestratigrafia 5.Paleoceanografia. I- Portilho – Ramos, Rodrigo da Costa. II- Universidade do Rio de Janeiro, Escola de Ciências Biológicas.

iv

Dedico este trabalho às pessoas mais importantes da minha vida, meu pai Ademir e minha mãe Silvia Maria, porque sem eles não seria possível a realização de um sonho de

criança, de me tornar um cientista.

v

AGRADECIMENTOS

Ao professor Aristóteles de Morais Rios Netto que apesar de ser uma pessoa muito

ocupada, dedicou preciosas horas de trabalho me orientando. Agradeço pela atenção e

amizade, que foram fundamentais para a elaboração deste trabalho.

Aos meus amigos do Departamento de Geologia da UFRJ, o geólogo Felipe

Medeiros (Boneco) e as biólogas Daniele Batista, Cristiane Machado pela amizade e

companhia durante o trabalho, nas viagens do departamento e no congresso de Geologia

da Paraíba, que foram sensacionais.

Aos estudantes de biologia e biomedicina que ingressaram junto comigo na

Uni-Rio em 98/2. Agradeço a vocês pela amizade e companheirismo durante toda minha

vida na faculdade. Vocês foram fundamentais pra mim, sempre estiveram junto comigo

em todos os momentos. Agradeço pela única festa surpresa que tive, que, por sinal, foi a

melhor festa de aniversario. Foram pessoas maravilhosas que fizeram, fazem e sempre

vão fazer parte da minha vida. Juntos passamos momentos inesquecíveis.

Ao canalhas F. C., os biólogos Mauricio Barbosa Muniz (o Araguaia) e João

Marcelo Morgado (O Kibe) e o biomédico Rodrigo de Oliveira Vargas (o glorioso Folgado)

por serem meus melhores amigos durante minha graduação. Sempre estiveram junto

comigo nos trabalhos e seminários de aula, nas festas e nas viagens. Formamos o melhor

time de futebol da Uni-Rio, mas nunca fomos campeões. São meus eternos amigos.

À professora de Oceanografia Físico-química Adriana da Costa Braga, por ter me

ensinado muitas coisas a respeito da minha grande paixão: o mar. Agradeço pela

atenção, amizade e pelas bibliografias que forneceu, as quais tiveram grande valor para

criação deste trabalho.

vi

À professora Maria Célia Elias Senra pela atenção, amizade e pela boa vontade em

me ajudar nas horas em que precisei. Agradeço por ter me arrumado o estágio na UFRJ,

me indicando ao professor Aristóteles e por ter me colocado na “FITA” da viagem para o

Crato, no Ceará, uma das melhores viagens que já fiz até hoje.

À Coordenação de Programas de Pós-graduação em Engenharia (COPPE) pela

metalização do material de análise.

Á técnica Noêmia do laboratório de microscopia eletrônica Hertha Meyer do

instituto de Biofísica/UFRJ pela amizade e pelas fotos dos foraminíferos tiradas no

microscópio eletrônico de varredura (MEV).

Á todos do Laboratório de Palinologia do Departamento de Geologia da UFRJ. Ao

Luiz Eduardo Ubert São Thiago e Robson Lucas Bartolomeu e Dr. Márcia Aguiar de

Barros pela amizade, paciência em me ensinar a trabalhar no programa Tília e Tília grafic,

importantes na construção dos gráficos desse trabalho.

Á Dr. Valesca Portilla Eilert pela leitura crítica desse trabalho e, principalmente,

pela amizade, atenção durante meu estágio no laboratório de micropaleontologia.

Á Dr Claudia Gutterres Vilela pela amizade, atenção e pelas bibliografias

fornecidas, as quais me ajudaram a enriquecer meus conhecimentos e foram

fundamentais na construção desse trabalho.

vii

RESUMO

O presente estudo busca identificar variações na temperatura das águas do oceano

Atlântico Sul-ocidental ocorridas durante a porção final do Quaternário final, além de

desenvolver uma moldura bioestratigráfica, com base em foraminíferos planctônicos, para

os sedimentos depositados nesse intervalo de tempo, na parte sul da bacia de Santos. O

material estudado nessa pesquisa é proveniente do testemunho JPC 17, coletado em

1998, durante o cruzeiro KNORR 159-5 do Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI

– EUA), na região do platô de São Paulo – bacia de Santos.

No intervalo estudado do testemunho JPC 17 (0 a 5 metros) foram reconhecidas

duas biozonas (Z e Y, de Ericson & Wollin, 1968) e cinco subzonas (Z1, Z2, Y1, Y2 e Y3,

de Vicalvi, 1999), com base, principalmente, na variação percentual do plexo

menardiforme e pela presença/ausência do plexo Pulleniatina. O limite

Holoceno/Pleistoceno foi reconhecido entre 60 e 71 cm do topo, evidenciado pela

mudança brusca na freqüência do plexo menardiforme, o qual torna-se ausente ou raro

abaixo desse nível.

A presença do plexo Pulleniatina na porção mediana da biozona Y de Ericson &

Woliin (1968) caracteriza a subzona Y2 de Vicalvi (1999), e revela um intervalo de tempo

em que as águas oceânicas eram relativamente mais quentes e/ou menos salinas, dentro

do último episódio glacial ocorrido no Pleistoceno.

viii

ABSTRACT

This study aims to identify temperature changes in the southwestern Atlantic ocean

waters during the latest late Quaternary, as well as to develop a biostratigraphical

framework, based on planktonic foraminifera, for the first five meters of the core JPC 17, in

the southern Santos basin. The material studied herein was collected during the leg

KNORR 159-5, carried out on the São Paulo Platô – Santos basin region, by the Woods

Hole Oceanographic Institution (WHOI, USA), in 1998.

Two biozones were recognized In the studied interval (Z e Y, of Ericson & Wollin,

1968) and five subzones (Z1, Z2, Y1, Y2 e Y2, of Vicalvi, 1999), mainly based on the

percentage of menardiform globorotalia, besides the presence/absence of Pulleniatina

plexus. The Holocene/Pleistocene boundary was recognized between 60 and 70 cm from

the top, characterized by the abrupt change in the frequency of menardiform plexus, taxon

which is rare or absent bellow this level.

The presence of plexus Pulleniatina in the middle of biozone Y of Ericson & Wollin

(1968), a characteristic feature of subzone Y2 of Vicalvi (1999), indicates a time when the

ocean water was warmer and/or less saline during the last glacial episode in the

Pleistocene.

ix

ÍNDICE

Pág.

I. INTRODUÇÃO.......................................................................................................................... 1

II. FORAMINÍFEROS: ASPECTOS GERAIS................................................................................ 3

II.1. Definição ............................................................................................................................ 3

II.2. Ciclo de vida ...................................................................................................................... 3

II.3. Habitat e hábitos ............................................................................................................... 4

II.4. Alimentação ....................................................................................................................... 4

II.5. Importância Geológica e Oceanográfica ........................................................................ 5

III. ÁREA DE ESTUDO................................................................................................................. 6

IV. HIDROGRAFIA....................................................................................................................... 8

IV.1. Circulação Superficial no Oceano Atlântico Sul-ocidental .......................................... 8

IV.2. Circulação Profunda no Oceano Atlântico Sul-ocidental........................................... 11

V. TRABALHOS PRÉVIOS......................................................................................................... 14

VI. MATERIAL E MÉTODOS..................................................................................................... 14

VII. SISTEMÁTICA..................................................................................................................... 18

VII.1. Classificação Sistemática ............................................................................................ 18

VII.2. Descrição Taxonômica ................................................................................................ 19

VIII. BIOESTRATIGRAFIA E CRONOESTRATIGRAFIA ........................................................ 30

IX. CÁLCULOS DAS TAXAS DE SEDIMENTAÇÃO ............................................................... 42

X. INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS.................................................................. 43

XI. CONCLUSÕES ...................................................................................................................... 48

XII. BIBLIOGRAFIA ................................................................................................................... 50

ESTAMPAS

x

ÍNDICE DAS TABELAS, GRÁFICOS E FIGURAS-TEXTO

Pág.

Tabela 1: Porcentagens de foraminíferos planctônicos significativos encontrados

no intervalo estudado do testemunho JPC 17.............................................................

37

Figura 1: Foraminífero planctônico projetando seus filópodos................................... 5

Figura 2: Mapa de localização do testemunho JPC 17............................................... 7

Figura 3: Esquema de circulação superficial do Atlântico sul-ocidental 10

Figura 4: Esquema de circulação superficial e profunda do oceano Atlântico sul-

ocidental .....................................................................................................................

13

Figura 5: Bandeja de triagem, mostrando os quadrados pré-selecionados............... 17

Figura 6: Biozoneamento de Ericsom & Wollin (1968)............................................... 31

Figura 7: Biozoneamento de Vicalvi (1999)................................................................ 33

Figura 8: Distribuição dos táxons de foraminíferos importantes

bioestratigraficamente encontrados no intervalo estudado do testemunho JPC 17

41

Figura 9: Distribuição dos táxons adaptados à águas quentes e frias....................... 47

Portilho-Ramos OUT/2003

1

I. INTRODUÇÃO

A margem continental sudeste brasileira é uma das mais importante em termos de

hidrocarbonetos do país e por essa razão vem sendo alvo de diversas pesquisas

relacionadas a bioestratigrafia, paleoecologia e paleoceanografia (Azevedo,1995; Vicalvi,

1999; Fridlung, 2000). Em 1998, o cruzeiro KNORR 159-5 (WHOI - Woods Hole

Oceanographic Institution, EUA) realizou diversas perfurações no talude continental

sudeste brasileiro, incluindo a região do platô de São Paulo - bacia de Santos, com o

objetivo de ampliar os conhecimentos sobre a evolução do Atlântico sul. Coletado durante

essa expedição, na porção sul da bacia de Santos (figura 2) o testemunho JPC 17 foi

analisado, no presente trabalho, com base nas carapaças de foraminíferos planctônicos

encontradas em seus sedimentos. Graça à sua sensibilidade às variações ambientais,

com decorrente diversidade, esses organismos são muito úteis para a reconstrução das

condições paleoecológicas (Rodrigues & Carvalho, 1980), incluindo o paleoclima (Bandy,

1960; Ericson & Wollin, 1968; Vicalvi, 1999) e identificação de massas d’água e sua

dinâmica em épocas pretéritas. Nos sedimentos provenientes dessa região, encontramos

táxons de foraminíferos representantes das correntes do Brasil (águas quentes) e das

Malvinas (águas frias), com predomínio de espécimens típicos de águas tropicais da

corrente do Brasil. A alteração nesse padrão ao longo do testemunho estudado pode

revelar períodos mais frios (glaciais) ou mais quentes (interglaciais/pós-glacial),

evidenciando uma mudança climática nessa região, reconhecida pela maior abundância

de alguns táxons adaptados a águas frias ou quentes em determinados intervalos.

Mudanças na microfauna também fornecem informações para a construção de

biozoneamentos e na determinação da idade geológica, pois os foraminíferos,

especialmente os planctônicos, possuem alta taxa de evolução além de uma ampla

distribuição geográfica, requisitos básicos para que um táxon seja um bom indicador

bioestratigráfico.


2

O embasamento teórico para o biozoneamento proposto no atual trabalho é

composto pelos trabalhos de Ericson & Wollin (1968) e Vicalvi (1999). Ericson & Wollin

(op. cit.) propuseram um biozoneamento baseado em foraminíferos planctônicos,

correspondente aos períodos glaciais e interglaciais do Quaternário, dividindo esse

período em dez biozonas baseadas na presença/ausência de Globorotalia ex gr. G.

menardii, formas que habitam preferencialmente águas quentes. Com isso, os intervalos

onde esse táxon está presente são considerados de origem interglacial, enquanto sua

ausência identifica intervalos glaciais. Vicalvi (op. cit), refinou o biozoneamento original de

Ericson & Wollin (op. cit) para o Quaternário superior, dividindo as zonas Z,Y e X em

subzonas. Dessa forma, as biozonas Z (Holoceno) e X (Pleistoceno) foram divididas

considerando-se não somente a presença/ausência do plexo menardiforme, mas também

suas variações percentuais dentro de um mesmo episódio climático, enquanto a biozona

Y (Pleistoceno) foi dividida com base na presença/ausência do plexo Pulleniatina ao longo

desse intervalo.

O presente trabalho propõe-se a contribuir para o conhecimento sobre a evolução

das condições paleoceanográficas do Atlântico Sul-ocidental durante o Quaternário final,

com base no estudo das carapaças de foraminíferos planctônicos presentes nos

sedimentos estudados. Pretende-se responder a questões como: 1) que intervalos

bioestratigráficos estão representados no testemunho estudado? 2) que intervalo de

tempo geológico está representado? 3) quais níveis refletem os limites internos entre as

unidades de tempo representadas? 4) quais eram as condições paleoclimáticas nessa

área, durante esse intervalo de tempo?

Para responder a essas questões, foram identificados e quantificados os táxons de

foraminíferos planctônicos encontrados nas amostras coletadas no testemunho JPC 17,

especialmente aqueles sensíveis a variações de temperatura da água do mar. Além da


3

presença/ausência de algumas formas, suas variações percentuais serviram de base não

somente para a identificação de episódios paleoclimáticos, como também para o

reconhecimento de uma moldura bioestratigráfica e cronoestratigráfica para esses

eventos.

II. FORAMINÍFEROS: ASPECTOS GERAIS

II.1. Definição

Os foraminíferos são organismos unicelulares e eucariontes (reino Protista),

aquáticos, vivendo majoritariamente em ambientes mixohalinos a marinhos normais, tanto

no substrato (bentônicos) quanto na coluna d’água (planctônicos). Eles apresentam

pseudópodos finos e ramificados responsáveis pela locomoção, respiração, captura de

alimentos e fixação do organismo. São protegidos por uma carapaça ou teca rígida,

formada por matéria orgânica, calcita, aragonita ou sílica, secretadas pela própria célula,

ou por partículas aglutinadas selecionadas do meio (Boltovskoy & Wright, 1976). As

carapaças possuem tamanho, texturas e formatos variados, são compostas por uma ou

várias câmaras, apresentam uma ou mais aberturas (através dos quais se projetam os

pseudópodos) em posições diferenciadas. Os foraminíferos variam de 0,02 à 19 cm, mas

a grande maioria se situa entre 0,1 a 1mm.

II.2. Ciclo de vida

Segundo Boltovskoy & Wright (1976), o ciclo de vida dos foraminíferos é marcado

pela alternância de gerações, na qual há uma forma assexuada (esquizonte, diplóide) e

uma forma sexuada (gamonte, haplóide).


4

A forma esquizonte possui a carapaça grande com uma câmara inicial (prolóculo)

pequena. Quando o organismo chega à maturidade, a célula se divide por meiose, dando

origem a milhares de células-filhas haplóides. Esse processo ocorre geralmente no inverno.

A forma gamonte se caracteriza pela carapaça pequena com um prolóculo

relativamente grande. No verão, o citoplasma se divide por mitose, produzindo gametas

biflagelados haplóides; esses gametas se fundem por reprodução bissexual originando

organismos diplóides (esquizonte). Esse ciclo geralmente dura um ano nas regiões

tropicais e podem passar de dois anos em regiões temperadas. A alternância de gerações

nem sempre ocorre perfeitamente, podendo haver mais de uma fase antes da outra

ocorrer.

II.3. Habitat e hábitos

Com exceção dos representantes da superfamília Lagynacea, exclusiva de água

doce, os foraminíferos são mais bem adaptados a ambientes salinos, sendo encontrados

nos oceanos de todo o mundo. Os foraminíferos planctônicos vivem à deriva das

correntes, executando subidas e descidas diuturnas na coluna d’água. Os foraminíferos

bentônicos podem viver livres (vágeis) ou fixos (sésseis) na superfície das algas ou sobre

o substrato (epifaunais) ou enterrados no sedimento (infaunais). Os foraminíferos são

encontrados desde as mais extremas profundidades até em ambientes costeiros.

II.4. Alimentação

Os foraminíferos são onívoros, se alimentando de diatomáceas, radiolários,

copépodos, pequenos moluscos, crustáceos, além de outros microorganismos. Os

planctônicos possuem uma preferência pelos copépodos. Todos os alimentos são

capturados pelos pseudópodos, que formam uma teia pegajosa no lado externo da teca


5

(figura 1). Muitos foraminíferos vivem em simbiose com algas fotossintetizantes, sendo

essa relação importante para que possam sobreviver em épocas ou em regiões onde o

alimento é escasso.

II.5. Importância Geológica e Oceanográfica

Os foraminíferos vêm sendo alvo de diversas pesquisas nos últimos quatro séculos

e hoje formam o grupo de microfósseis mais conhecido e utilizado em estudos referentes

a mudanças climáticas e prospecção de hidrocarbonetos.

Os foraminíferos bentônicos são bons indicadores do paleoambiente de deposição,

uma vez que sua distribuição está diretamente relacionado a fatores ligados ao substrato,

como batimetria, litologia, granulometria dos sedimentos, nível de oxigênio próximo ao

fundo, etc. Logo podem indicar variações no nível do mar, bem como a natureza das

Figura 1: Globigerinoides trilobus trilobus (foraminífero planctônico, Mioceno – Recente) projetando seus filópodos, formando uma teia pegajosa para captura de alimentos. (Fonte: http://www.unf.edu/~gmead/ocbasins/marseds.htm)


6

massas d`água de fundo que existiam em determinada região, ajudando no conhecimento

da dinâmica de circulação em um determinado intervalo de tempo geológico (Bertels et

al., 1989; Rodrigues & Carvalho, 1980).

Os foraminíferos planctônicos têm grande variabilidade morfológica, alta taxa de

evolução e ampla distribuição geográfica. Por isso são ferramentas importantes para

construção de modelos de biozoneamentos e, conseqüentemente, na correlação e

datação das rochas sedimentares de origem marinha. Os foraminíferos planctônicos são

muito sensíveis a variações ambientais atmosféricas e principalmente na temperatura da

coluna d’água, sendo assim excelentes indicadores de massas d’água. Um excelente

exemplo desse tipo de aplicação temos em Boltovskoy (1976, apud Boltovskoy, 1981), os

quais, baseados na fauna de foraminíferos planctônicos, demarcaram, próximo ao

paralelo 20o S, o limite entre as águas tropicais e subtropicais do oceano Atlântico Sul.

III. ÁREA DE ESTUDO

O material estudado provém de perfuração realizada em águas ultraprofundas da

bacia de Santos (1627 metros), uma das mais importantes em termos de potencial de

produção de hidrocarbonetos do país. Essa bacia ocupa uma área de 275.000 Km2 e está

localizada entre os paralelos 23o e 28o Sul. Seu limite norte com a bacia de Campos se dá

pelo alto de Cabo Frio, enquanto o limite sul, com a bacia de Pelotas, é dado pela

plataforma de Florianópolis (Pereira & Feijó, 1994); seu limite leste é puramente

operacional, atualmente considerado como sendo a cota batimétrica de 2.000 metros

(figura 2). Nessa região do Atlântico encontra-se a zona de convergência

subtropical/subantártica, uma área de mistura das águas quentes da corrente do Brasil

com as águas frias da corrente da Malvinas.


7

A bacia de Santos está em continuidade estrutural e estratigráfica com o Platô de

São Paulo, uma importante feição geomorfológica localizada entre as latitudes 210 e 280

S, abrangendo uma área total de 300.000 Km2, limitada a oeste e a leste pela isóbata de

2.000 e 3.200 m respectivamente.

Figura 2: Mapa de localização do testemunho JPC 17.

Brasil


8

IV. HIDROGRAFIA

Os foraminíferos planctônicos compartilham com outros microrganismos

pelágicos a característica de ter sua distribuição espacial diretamente dependente da

intensidade, direção e posicionamento vertical das correntes oceânicas que

movimentam a massa d`água na qual vivem. Esses parâmetros, por sua vez, estão

relacionados a fatores físico-químicos como salinidade, temperatura, circulação

atmosférica, rotação da Terra, etc. Nota-se, portanto, a importância de se conhecer

algo da dinâmica da circulação das diversas massas d`água atuantes na região

enfocada pelo presente estudo, tanto na superfície quanto em estratos mais profundos.

IV.1. Circulação Superficial no Oceano Atlântico Sul-ocidental

A atmosfera está em constante troca com a superfície dos oceanos. A força de

fricção dos ventos soprando em uma superfície é o agente propulsor do movimento, e

essa energia é transferida para as camadas inferiores da coluna d’água. Assim os

principais sistemas de ventos fornecem grande parte da energia que mantém as águas

superficiais circulando. As principais correntes superficiais que circulam pela costa sul-

americana são as correntes do Brasil e a da Argentina (Malvinas).

Na dinâmica da circulação superficial do Atlântico Sul-ocidental (figura 3), os

ventos alísios de Sudeste forçam a água quente do Equador em direção ao Oeste

formando a corrente Sul-equatorial. Quando essas águas encontram as massas

continentais elas são defletidas para a direita (sentido Norte) e para a esquerda (em

direção Sul) ao longo da costa leste da América do Sul, formando as correntes das

Guianas e a do Brasil respectivamente. A corrente do Brasil é uma corrente rasa,

quente e salina na sua origem, próximo ao paralelo 10o S, constituída basicamente por

águas tropicais (temperatura = >20oC, salinidade >36 %o; Silveira et al., 2000).


9

Próximo ao paralelo 20o S ela recebe contribuição da Àgua Central do Atlântico Sul

(SACW = South Atlantic Central Water; temperatura = 6 a 20oC, salinidade = 34.6 a 36

%o; Silveira op. cit) e se torna mais profunda, apresentando uma espessura de 750m

no sul da bacia de Santos (Silveira et al., 2000). A corrente do Brasil flui em sentido Sul

até se encontrar, em uma região denominada “Zona de Convergência

Subtropical/Subantártica” (Boltovskoy, 1981), com a corrente das Malvinas

(temperatura = 5 a 9o C, salinidade = 33 a 34 %o; Boltovskoy, op. cit.), que vem do Sul

trazendo as águas subantárticas. Essa zona é uma região de mistura das águas

quentes tropicais/subtropicais com as águas frias subantárticas. Conforme observado

por Boltovskoy (1962), a transição entre essas águas não ocorre abruptamente, ao

longo de uma linha reta, mas de um contato irregular, com franjas ou “línguas” de

águas subtropicais penetrando em águas subantárticas, e vice-versa. O

posicionamento latitudinal da Zona de Convergência Subtropical/Subantártica varia

sazonalmente, podendo ser encontrada entre os paralelos 47o 45’ e 29 o 30’ S, no

inverno e 49 o e 34 o S no verão (Boltovskoy, 1981). Dessa forma é quase impossível

definir um limite fixo para a convergência, o que a torna um fenômeno complexo e

bastante discutido até hoje.


10

Figura 3: Esquema de circulação superficial do oceano Atlântico Sul ocidental, mostrando

a zona de convergência tropical/subantártica (modificado de Boltovskoy, 1981)


11

IV.2. Circulação Profunda no Oceano Atlântico Sul-ocidental

Diferentemente da camada superficial, onde a ação do vento é a principal força

motriz, a circulação profunda é causada por diferenças de densidade da água (Ghil et

al, 1987). Isso ocorre porque as massas d`água deslocam-se verticalmente até atingir o

equilíbrio com a densidade de uma outra massa d`água adjacente. Esse tipo de

circulação controla a distribuição vertical da temperatura e salinidade nos oceanos, já

que a densidade é função da salinidade e temperatura, e aumenta com a profundidade.

Nas regiões polares e subpolares do Atlântico Sul existem locais onde ocorre

afundamento (subsidência) de água. Uma vez que o clima torna-se mais frio à medida

que aumenta a latitude, as massas d`água que afundam em cada um desses locais

apresentam uma densidade característica, atingindo diferentes níveis de profundidade.

Com isso, a água oceânica profunda é separada em diferentes “massas d’água”

individualizadas, cada uma delas com características físicas, movimentos e origem

independentes (figura 4). A água que afunda em determinada região tende a manter

seus valores de temperatura e salinidade originais, devido à lenta capacidade de

mistura entre as águas de diferentes densidades.

No Atlântico Sul-ocidental, estão presentes as águas superficiais (corrente do

Brasil e das Malvinas), Água Intermediaria Antártica (AAIW = Antartic Intermediate

Water, 700 − 1100 m de profundidade), Água Profunda do Atlântico Norte (NADW =

North Atlantic Deep Water, 2000 − 3000m de profundidade) e Água de Fundo Antártica

(AABW = Antartic Botom Water, 3500 − 4300m de profundidade).

A AAIW (temperatura = 2,2 a 6o C e salinidade = 34,1 a 34,6 %o, Boltovskoy,

1981) tem sua origem ligada diretamente às águas superficiais frias do mar de Weddell,

que circundam o continente antártico. Essas águas superficiais migram em direção


12

Norte até a Zona de Convergência Subtropical/Subantartica, onde afundam e formam a

AAIW. Müller et al. (1998, apud Silveira et al., 2000) apontam uma bifurcação do fluxo

da AAIW dentro da bacia de Santos, onde parte dessa massa migra, ao norte do

paralelo 25o S, por debaixo da corrente do Brasil em direção ao Equador, e a outra flui

como uma corrente de contorno em direção Sul, a partir do paralelo 28o S.

A NADW (temperatura = 2 a 4o C e salinidade = 35%o, Boltovskoy,1981) origina-

se no Atlântico Norte, após a mistura das águas hipersalinas e quentes da corrente do

Golfo com as águas frias e menos salinas da corrente do Ártico. A massa d`água

resultante afunda e migra em direção Sul, percorrendo todo o Atlântico, onde perde

densidade e retorna à superfície, levando nutrientes para as águas superficiais.

A AABW (temperatura = -0.4o C; salinidade = 34.6%o, Boltovskoy,1981) origina-

se, assim como a AAIW, no mar de Weddell que circunda o continente antártico. Entre

os paralelos de 70-800S, ela subside e segue em sentido Norte, beirando a costa sul-

americana, passando pelas bacias da Argentina e do Brasil. Por ser mais fria do que

sua sobrejacente (NADW), ocupa profundidades abissais maiores (cerca de 4000m de

profundidade). Em seu trajeto, a AABW encontra barreiras geológicas como a Elevação

do Rio Grande, no limite entre as bacias da Argentina e do Brasil. A partir daí essa

massa flui pelo canal de Vema, uma depressão encontrada entre 30o e 33o S / 40o W,

que separa as porções ocidental e central da elevação do Rio Grande (Fridlung, 2000).


13

Figura 4: esquema da circulação oceânica superficial e profunda do Atlântico Sul ocidental (modificado de Boltovskoy, 1981).


14

V. TRABALHOS PRÉVIOS

Pesquisadores da Universidade Federal do Rio de Janeiro, da Universidade

Federal Fluminense e da Universidade Federal de Pernambuco vêm analisando

testemunhos perfurados durante o cruzeiro KNORR 159-5. O estudo do testemunho

JPC 17 insere-se nesse contexto. Barbosa et al. (1999), apresentaram um estudo

integrado do testemunho MC 58 (sul do platô de São Paulo), envolvendo análises

preliminares de foraminíferos, radiolários e nanofósseis calcários. Wanderley (2001),

com base em nanofósseis calcários desse mesmo testemunho, concluiu que seus

sedimentos foram depositados em um ambiente de águas quentes. Rios-Netto (2001),

com base em foraminíferos planctônicos, sugeriu que os 44 cm de sedimentos do topo

do testemunho MC-58, foram depositados durante os últimos 15.000 anos, e que o

intervalo 11 – 41 cm corresponde ao Holoceno. Portilho-Ramos (2001) estudou o

testemunho MC 5-F, perfurado no platô de São Paulo, região próxima ao sítio onde foi

perfurado o testemunho JPC 17, durante o mesmo cruzeiro KNORR 159-5; com base

em foraminíferos planctônicos, esse autor concluiu que a totalidade dos sedimentos

representados naquele testemunho foi depositada durante Holoceno, sob águas

quentes; e que somente a subzona Z1, de Vicalvi (1999) estaria representada no

testemunho MC 5-F. Portilho-Ramos & Rios-Netto (2002) apresentaram resultados

preliminares do estudo dos primeiros 100 cm do testemunho JPC 17, os quais são

aprofundadas no presente trabalho.

VI. MATERIAL E MÉTODOS

O material de estudo foi coletado no testemunho JPC 17, perfurado em 1998,

pelo cruzeiro KNORR 159-5 (WHOI - Woods Hole Oceanographic Institution, EUA), sob

lâmina d’água de 1627 metros, na porção sul da bacia de Santos (figura 2), à altura da


15

ilha de Florianópolis SC (27o 41.83’ S e 46o 29.64’ W). Essa perfuração alcançou uma

profundidade total de 15 metros, dos quais os cinco metros superiores foram estudados

durante a pesquisa aqui apresentada. Ao todo, 50 amostras foram coletadas, com um

espaçamento de 10 cm entre elas.

Em laboratório, as amostras foram lavadas sob água corrente, em peneira com

malha 62 µm e, posteriormente, secadas sob temperatura ambiente. Em seguida, cada

amostra foi quarteada e peneirada a seco em peneiras com malha de 125 e 250 µm.

As frações retidas em cada uma dessas peneiras foram analisadas separadamente,

conforme descrito abaixo.

PROCEDIMENTO DE CONTAGENS RELATIVAS A UM TÁXON T DE FORAMINÍFERO

PLANCTÔNICO EM UMA AMOSTRA A:

1. quarteamento até uma fração 1 / Y do total da amostra, onde estima-se que

possam ser encontrados entre 300 a 1000 carapaças de foraminíferos

planctônicos.

2. contagens na fração 1 / Y:

2.1. carapaças com diâmetro > 250 µm: todos as carapaças de foraminíferos foram

contadas (N >250); nessa porção também foi contado o número de carapaças de

foraminíferos planctônicos (Np >250), o número de carapaças de foraminíferos

bentônicos (Nb >250) e o número de carapaças de foraminíferos do táxon T (NT >250).

Esses valores são, portanto, referentes a 1 / Y da amostra total.

2.2. carapaças com diâmetro entre 125 µm e 250 µm:

2.2.1. espalhou-se o sedimento, de modo homogêneo, sobre uma bandeja

quadriculada, ocupando Q quadrados dessa bandeja (figura 5); em seguida,


16

selecionou-se aleatoriamente um determinado número de quadrados q, nos quais

seriam estudadas as carapaças. Desse modo, nessa porção não foi estudada 1 / Y

da amostra original, mas q / Q de 1 / Y da mesma.

2.2.2. nessa porção foram contadas todas as carapaças de foraminíferos (n 125-250);

também foi contado o número de carapaças de foraminíferos planctônicos (np 125-

250), o número de carapaças de foraminíferos bentônicos (nb 125-250) e o número de

carapaças de foraminíferos do táxon T (nT 125-250).

2.2.3. cada um desses valores foi multiplicado por um fator Q/q, de modo a chegar-

se aos valores correspondentes em 1/Y da amostra, esses sim passíveis de

comparação com os valores calculados na fração de diâmetro > 250 µm. Desse

modo temos que:

N 125-250 = n 125-250 x Q / q

Np 125-250 = np 125-250 x Q / q

Nb 125-250 = nb 125-250 x Q / q

NT 125-250 = nT 125-250 x Q / q

2.3. carapaças na fração 1 / Y:

N 1 / Y = N 125-250 + N >250

Np 1 / Y = Np 125-250 + Np >250

Nb 1 / Y = Nb 125-250 + Nb >250

NT 1 / Y = NT 125-250 + NT >250

3. contagens na amostra total: considerando-se que os valores acima foram

obtidos em 1/ Y da amostra, as contagens correspondentes no total da amostra

(CT) podem ser obtidos multiplicando-se cada valor pelo inverso da fração

estudada. Assim:

CT = N 1 / Y x Y


17

CTp = Np 1 / Y x Y

CTb = Nb 1 / Y x Y

CTT = NT 1 / Y x Y

4. os cálculos de porcentagens do táxon T são realizados nas frações 1/Y (quando

referentes às carapaças maiores que 250µm) ou q / Q (quando referentes às

carapaças entre 125 e 250 µm); os cálculos de valores absolutos do táxon T

referem-se ao número de espécimens por 1 cm3 de sedimento.

As carapaças foram analisadas sob estereomicroscópio ZEISS, modelo Stemi SV

11, com aumento máximo de 66 X. As fotomicrografias foram tomadas em microscópio

eletrônico de varredura (MEV) JEOL, modelo JSM-5310, do Laboratório de

Microestrutura Celular do Instituto de Biofísica/UFRJ.

Quadrados ocupados por sedimento (Q) = 28 Quadrados selecionados para análises (q )= 07

Figura 5: bandeja de triagem com a fração de diâmetro entre 125 e 250 µm, espalhada após o quarteamento. Os quadrados amarelos foram pré-selecionados para estudo.


18

A bioestratigrafia foi definida com base no biozoneamento clássico de Ericson &

Wollin (1968), aprimorado por Vicalvi (1999).

VII. SISTEMÁTICA

A Taxonomia adotada no presente trabalho apoiou-se em Ellis & Messina (1940 –

), para consulta das descrições originais dos táxons, em Loeblich & Tappan (1988) para

discussões de gêneros e em Bolli & Saunders (1985), Stainforth et al. (1975) e Kennett

& Srinavasan (1983) para discussões de espécies e subspécies.

VII.1. Classificação Sistemática

Reino PROTISTA Haeckel, 1866

Filo SARCODINA Schmarda, 1871

Classe RHIZOPODA Siebold, 1845

Ordem FORAMINIFERIDA Eichwald, 1830

Subordem GLOBIGERININA Delage & Hérouard,1896

Superfamília GLOBOROTALIACEA Cushman, 1927

Família GLOBOROTALIIDAE Cushman,1997

Gênero Globorotalia Cushman, 1927 s.l., emend. Banner & Blow, 1959

Gênero Neogloboquadrina Bandy, Frerichs & Vincent, 1967

Família PULLENIATINIDAE Cushman, 1927

Gênero Pulleniatina Cushman, 1927

Superfamília GLOBOGERINACEA Carpenter, Parker & Jones, 1862

Família GLOBIGERINIDAE Carpenter, Parker & Jones, 1862

Subfamília ORBULININAE Schultze, 1854

Gênero Orbulina Orbigny, 1899


19

VII.2. Descrição Taxonômica

A maioria das carapaças encontradas nos cinco metros superiores do

testemunho JPC 17 encontram-se em perfeito estado de preservação, o que facilitou a

identificação dos táxons. Por se tratar de um trabalho com ênfase na bioestratigrafia e

na interpretação da paleotemperatura do oceano, optou-se pela descrição taxonômica

somente das formas consideradas importantes para esse fim, segundo a bibliografia

especializada. Como por exemplo, pode-se citar o gênero Pulleniatina e as espécies

Globorotalia menardii s.l., G. truncatulinoides e G. inflata, uma vez que esses táxons

são altamente sensíveis a variações na temperatura da água. Neogloboquadrina

dutertrei, Globorotalia crassaformis s.l. e Orbulina universa foram incluídas por serem

utilizadas como ferramentas para uma determinação mais precisa dos limites entre as

zonas e subzonas, segundo o modelo proposto por Vicalvi (1999). As demais espécies

de foraminíferos planctônicos consideradas menos importantes para esse propósito

foram identificadas, mas não serão descritas.

Via de regra, as medidas de diâmetro foram tomadas somente nos exemplares

fotografados.

Ordem FORAMINIFERIDA Eichwald, 1830

Subordem GLOBIGERININA Delage & Hérouard,1896

Superfamília GLOBOROTALIACEA Cushman, 1927

Família GLOBOROTALIIDAE Cushman,1997

Gênero Globorotalia Cushman, 1927 s.l., emend. Banner & Blow, 1959


20

Globorotalia crassaformis s.l (Galloway & Wissler, 1927)

est. 3; fig. 5

Globigerina crassaformis Galloway & Wissler, 1927, p. 41, est. 7, fig. 12.

Globorotalia crassaformis (Galloway & Wissler, 1927). Parker, 1962, p. 235, est. 38,

figs. 3-5.

Descrição: Teca trocoespiral, baixa. Lado espiral plano a levemente convexo; lado

umbilical fortemente convexo; periferia axial subaguda a aguda. Contorno equatorial

subquadrado a quadrado. Última volta com 4 câmaras em forma de cunha, que

crescem lentamente em tamanho; ombro umbilical arredondado. Suturas radiais, retas

e deprimidas no lado umbilical; radiais, levemente curvadas e deprimidas no lado

espiral. Umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda arqueada, íntero-marginal,

umbilical-extra-umbilical com lábio delicado. Superfície finamente perfurada,

eventualmente mais pustulosa no lado umbilical do que no lado espiral.

Maior diâmetro: 0,61 mm

Notas: Globorotalia inflata difere de Globorotalia crassaformis por ter a abertura mais

ampla e mais alta, as câmaras mais infladas e a periferia axial arredondada. Formas

intermediárias são freqüentes. Devido a maior importância de Globorotalia inflata na

determinação de paleotemperatura, optou-se por assinalar a esse táxon somente as

formas mais características da espécie; eventuais formas intermediárias foram

consideradas como Globorotalia crassaformis. Globorotalia truncatulinoides difere de

Globorotalia crassaformis por ter câmaras com ombros umbilicais agudos, por ser mais

convexa no lado umbilical e pelo lado espiral mais achatado. Bolli & Saunders (1985)

apresentam uma interessante discussão a respeito da distinção entre Globorotalia


21

crassaformis ronda, G. crassaformis oceanica, G. crassaformis crassaformis e G.

crassaformis hessi. As duas primeiras subspécies distribuem-se da biozona N18

(Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli & Saunders, 1985). G.

crassaformis crassaformis distribui-se da N19 (Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de

Blow (op. cit.), enquanto G. crassaformis hessi é restrita à biozona N22, desse mesmo

autor (Pleistoceno médio). As formas encontradas nessa pesquisa pertencem,

certamente, à subspécie G. crassaformis crassaformis. No entanto, a classificação ao

nível de subespécie não é de importância para a identificação de paleotemperatura da

água. Por esse motivo, optou-se por classificar todos os indivíduos dessa espécie

como Globorotalia crassaformis s.l.

Globorotalia truncatulinoides s.l ( D’Orbigny, 1839)

est. 3; fig. 1 e 2

?Rotalia truncatulinoides D’Orbigny, 1839, p. 132, est.2, figs. 25-27.

Globorotalia truncatulinoides ( D’Orbigny, 1839). Cushman, 1931a, p. 97-99, est. 17,

fig. 14.

Descrição: Teca trocoespiral. Lado espiral plano; lado umbilical fortemente convexo;

periferia axial de aguda a quilhada. Contorno equatorial subcircular. Última volta com

cinco câmaras em forma de cunha, que crescem lentamente em tamanho; ombro

umbilical agudo, principalmente na última câmara, no caso da subespécie G.

truncatulinoides excelsa. Suturas radiais, retas e deprimidas no lado umbilical; radiais,

levemente curvadas e deprimidas no lado espiral. Umbílico estreito e profundo.

Abertura em fenda intero-marginal, umbilical-extra-umbilical, apresentando lábio.

Superfície pustulosa no lado umbilical; de pustulosa a lisa do lado espiral.


22

Maior diâmetro: 0,54 a 0,63 mm

Notas: Globorotalia crassaformis s.l. difere de Globorotalia truncatulinoides s.l. por ter

câmaras com ombros umbilicais arredondados, por ser menos convexa no lado

umbilical e pelo lado espiral menos achatado.

Bolli & Saunders (1985) apresentam uma interessante discussão a respeito da

distinção entre Globorotalia truncatulinoides truncatulinoides, G. truncatulinoides

excelsa, G. truncatulinoides pachytheca. Todas essas subespécies distribuem-se da

biozona N22 (Pleistoceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli &

Saunders,1985). Conforme já observado, a classificação ao nível de subespécie não é

de importância para a identificação de paleotemperatura da água e assim optou-se por

classificar todos os indivíduos dessa espécie como Globorotalia truncatulinoides s.l.

Globorotalia inflata (D’Orbigny)

est. 3; fig. 3.

Globigerina inflata D’Orbigny, 1839, p. 134, est. 2, figs. 7-9.

Globorotalia inflata ( D’Orbigny). Parker, 1962, p. 236, est. 5, figs. 6-9.

Descrição: Teca em trocoespira baixa, inflada. Lado umbilical convexo; lado espiral

levemente convexo; periferia axial arredondada. Contorno equatorial subcircular a

subquadrado, lobulado. Última volta com 4 câmaras infladas, crescendo a taxa

mediana. Suturas radiais, retas e deprimidas do lado umbilical; deprimida e pouco

curvada do lado espiral. Umbílico estreito e profundo. Abertura em arco alto, íntero-

marginal, umbilical-extra-umbilical. Superfície perfurada, lisa no lado espiral; perfurada,

lisa no lado umbilical, com leves pústulas na região umbilical.



23

Notas: Globorotalia crassaformis difere de Globorotalia inflata por ter a abertura em

forma de fenda, as câmaras em forma de cunha e a periferia axial aguda. Formas

intermediárias são freqüentes. Devido à maior importância de Globorotalia inflata na

determinação de paleotemperatura, optou-se por assinalar a esse táxon somente as

formas mais características da espécie; eventuais formas intermediárias foram

consideradas como Globorotalia crassaformis.

O plexo menardiforme

O plexo menardiforme compreende um grupo de globorotalias do Neógeno final,

típicas de águas quentes, que possuem diversas feições morfológicas em comum

(Stainforth et al., 1975). Bolli & Saunders (1985) acrescentaram uma discussão das

relações filogenéticas entre essas formas. O nome de “menardiforme” é adotado por

causa de Globorotalia menardii (Parker, Jones, & Brady, 1865), que é estabelecida

como a forma base para o plexo. Espécies como Globorotalia menardii s.l., G. túmida

s.l., G. fimbriata foram identificadas e serão descritas no presente trabalho. As demais

espécies/subespécies assinaladas ao grupo, assim como as características que as

diferenciam, podem ser consultadas nos trabalhos citados acima.

Por habitarem preferencialmente ambientes quentes e serem sensíveis a

variações na temperatura da água, as globorotálias menardiformes possuem grande

valor na determinação de mudanças paleoclimáticas. Dessa forma, Ericson & Wollin

(1968) propuseram um biozoneamento baseado na presença/ausência dessas formas,

onde sua presença indica períodos interglaciais e pós-glacial e a ausência, períodos

glaciais. Vicalvi (1999) observou um comportamento semelhante na bacia de Campos,


24

e passou a usar as globorotálias menardiformes como principal ferramenta para o seu

trabalho de bioestratigrafia, observando não só a presença/ausência, mas sua

respectiva participação percentual em cada intervalo. No presente trabalho será

adotada a proposta de Vicalvi (op. cit.), como base para construção de um modelo

bioestratigráfico para o testemunho estudado.

Globorotalia menardii s.l (Parker, Jones & Brady)

est. 1; fig. 1 e 2.

Rotalia menardii Parker, Jones & Brady, 1865, p. 20, est. 3, fig. 81.

Globorotalia menardii (Parker, Jones & Brady). Banner & Blow, 1960, p. 31, est. 6, figs.

2a-c.

Globorotalia menardii menardii (Parker, Jones & Brady). Bolli & Saunders, 1985, p. 228,

figs. 5-7.

Rotalina cultrata dÒrbigny, 1839, p. 76, pl. 5, figs. 7-9.

Globorotalia cultrata (dÒrbigny) Banner & Blow, 1960, p. 34, pl. 6, figs. 1a-c.

Globorotalia menardii cultrata (dÒrbigny). Bolli & Saunders, 1985, p. 228, figs. 8-10.

Descrição: Teca trocoespiral baixa. Contorno axial biconvexo; periferia axial com quilha

suave a grosseira. Contorno equatorial subcircular a auriculiforme, lobulado. Última

volta com cinco a seis câmaras crescendo a taxa mediana a alta; câmaras em forma de

crescente, assimétricas, levemente alongadas na direção do enrolamento. Suturas

radiais, curvadas e limbadas no lado espiral; radiais, retas e deprimidas no lado

umbilical, umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda íntero-marginal, umbilical-

extra-umbilical com lábio. Superfície lisa em ambos os lados, freqüentemente pustulosa

próximo à abertura.



25

Notas: Bolli & Saunders (1985) apresentam uma pertinente nota com a distinção entre

Globorotalia menardii menardii, G. menardii cultrata. Ambas as espécies distribuem-se

da biozona N19 (Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli &

Saunders, 1985). No entanto, a classificação ao nível de subespécie não é de

importância para a identificação de paleotemperatura da água. Por esse motivo, optou-

se por classificar todos os indivíduos dessa espécie como Globorotalia menardii s.l.

Glogorotalia fimbriata difere da Globorotalia menardii s.l unicamente por apresentar

espinhos ao longo de sua periferia axial.

Globorotalia tumida tumida difere de G. menardii s.l por seu contorno axial intumescido.

Globorotalia fimbriata (Brady, 1884)

est. 1; fig. 4.

Pulvinulina menardii ( D’Orbigny) var. fimbriata Brady, 1884, p. 691, est. 103, figs. 3a-c.

Descrição: Teca biconvexa. Lado umbilical levemente mais convexo do que o lado

espiral; periferia axial quilhada, com espinhos radiais. Contorno equatorial auriculiforme

lobulado. Ultima volta com 5 a 6 câmaras crescendo a taxa mediana a alta; câmaras

em forma de crescente, assimétricas, levemente alongadas na direção do enrolamento.

Suturas radiais, curvadas e limbadas no lado espiral; radiais, retas e deprimidas no

lado umbilical. Umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda intero-marginal,

umbilical-extra-umbilical com lábio. Superfície lisa em ambos os lados.

Notas: Globorotalia menardii s.l. difere de Globorotalia fimbriata unicamente por não

apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.

Globorotalia tumida tumida difere de Globorotalia fimbriata por seu contorno axial

intumescido, além de não apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.


26


Globorotalia tumida tumida (Brady, 1877)

est. 1; fig. 3.

Pulvinulina menardii tumida Brady, 1877, p. 535, sem figuras.

Globorotalia tumida (Brady) Banner & Blow, 1960a, p. 26, est. 5, figs. 1a-c.

Descrição: Teca trocoespiral biconvexa, intumescida. Lado espiral levemente mais

convexo do que o lado umbilical; periferia axial com quilha grosseira. Contorno

equatorial auriculiforme lobulado. Última volta com cinco a seis câmaras crescendo

rapidamente em tamanho. Câmaras em forma de crescente, assimétricas, levemente

alongadas na direção do enrolamento. Suturas radiais, curvadas e limbadas no lado

espiral; radiais, retas e deprimidas no lado umbilical. Umbílico estreito e profundo.

Abertura em fenda ou arco baixo, íntero-marginal, umbilical-extra-umbilical com lábio.

Superfície lisa em ambos os lados.

Notas: Globorotalia tumida flexuosa difere de Globorotalia tumida tumida por possuir a

última câmara flexionada em direção ao lado umbilical.

Globorotalia menardii s.l. difere de G. tumida tumida, por não apresentar contorno axial

intumescido.

Globorotalia fimbriata difere de Globorotalia tumida tumida por não ter contorno axial

intumescido, além de apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.



27

Gênero Neogloboquadrina Bandy, Frerichs & Vincent, 1967

Neogloboquadrina dutertrei (DÒrbigny, 1839)

est. 4; fig.2.

Globigerina dutertrei DÒrbigny, 1839, p. 84, est. 4, figs.19-21.

Neogloboquadrina dutertrei (DÒrbigny) Bandy, Frerichs & Vincent, 1967.

Descrição: Teca em trocoespira baixa. Lado espiral plano a levemente convexo, lado

umbilical levemente convexo; periferia axial arredondada. Contorno equatorial

subcircular, lobulado. Última volta com cinco a seis câmaras globosas, levemente

alongadas axialmente em direção ao umbílico, e que crescem lentamente em tamanho.

Suturas radiais, retas e deprimidas em ambos os lados. Umbílico aberto e profundo.

Abertura em arco médio, ínterio-marginal, umbilical-extra-umbilical. Superfície

cancelada.


Família PULLENIATINIDAE Cushman, 1927

Gênero Pulleniatina Cushman, 1927

est. 2; figs. 1, 2 e 3.

Descrição: Teca subglobosa, inicialmente trocoespiral, passando a estreptoespiral das

primeiras para a última volta; esse caracter acentua-se progressivamente do inicio para

o final da linhagem evolutiva primalis – praecursor – obliquiloculata – finalis. Lado

umbilical levemente mais convexo do que o lado espiral. Última volta com 4 a 4 ½

câmaras globosas. Suturas radiais, retas levemente deprimidas em ambos os lados.


28

Umbílico estreito e raso. Abertura em arco baixo, ínterio-marginal, umbilical-extra-

umbilical em P. primalis, estendendo-se em direção ao plano equatorial nas formas

posteriores na linhagem evolutiva, chegando a umbilical-equatorial em P. finalis.

Superfície perfurada espessa e lisa levemente pustulosa na face apertural.

Notas: Bolli & Saunders (1985) apresentam uma interessante discussão a respeito da

distinção entre Pulleniatina primalis, P. obliquiloculata, P. finalis. Nesse trabalho os

autores discutem as diferentes tendências evolutivas seguidas por esse gênero nos

oceanos Atlântico e Pacífico, encontrando ambientes diferentes e com isso

distribuindo-se de maneira diferente nesses oceanos, originando as províncias

biogeográficas Atlântica e do Pacifico. No presente trabalho discutiremos somente a

distribuição do gênero na província do Atlântico, pois os táxons encontrados pertencem

a essa província.

A primeira espécie distribui-se da biozona N18 (Plioceno) a biozona N23

(Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli & Saunders, 1985). P. obliquiloculata distribui-se

da biozona N21 (Plioceno) a biozona N23 (Holoceno) de Blow (op. cit.), enquanto P.

finalis ocorre desde a biozona N22 (Pleistoceno) à biozona N23 (Holoceno), do mesmo

autor. No entanto, a classificação ao nível de espécie não é de importância para a

identificação de paleotemperatura da água. Por esse motivo, optou-se por não

identificar os indivíduos desse táxon a nível subgenérico.



29

Superfamília GLOBIGERINACEA Carpenter, Parker & Jones, 1862

Família GLOBIGERINIDAE Carpenter, Parker & Jones, 1862

Subfamília ORBULININAE Schultze, 1854

Gênero Orbulina Orbigny, 1899

Orbulina universa (D’Orbginy,1839)

est. 4; fig. 1.

Orbulina universa D’Orbginy, 1839a, p. 2, est. 1, fig. 1.

Descrição: Teca esférica composta por uma porção inicial trocoespiral, com uma

câmara final esférica envolvendo inteiramente as anteriores. Aberturas diversas,

pequenas e arredondadas. Superfície híspida, inteiramente perfurada por numerosos

poros.



30

VIII. BIOESTRATIGRAFIA E CRONOESTRATIGRAFIA

Ericson & Wollin (1968), propuseram um biozoneamento baseado em

foraminíferos planctônicos, correspondente aos períodos glaciais e interglaciais do

Quaternário, onde as biozonas Q (glacial), R (interglacial), S (glacial), T (interglacial), U

(glacial), V (interglacial), W (glacial), X (interglacial) e Y (glacial) representam o

Pleistoceno, enquanto a biozona Z (pós-glacial) corresponde ao Holoceno (figura 6).

Esse zoneamento bioestratigráfico foi desenvolvido com base na presença/ausência de

Glorotalia ex gr. G. menardii, formas que habitam preferencialmente águas quentes.

Com isso os intervalos onde esse táxon esta presente são considerados interglaciais,

enquanto sua ausência identifica intervalos glaciais.


31

Figura 6: Biozoneamento de Ericson & Wollin (1968). Os intervalos interglaciais e pós-glacial são reconhecidos pela presença do complexo menardiforme, enquanto a ausência desse táxon indica os intervalos glaciais.


32

Vicalvi (1999), analisando foraminíferos planctônicos de testemunhos

provenientes da bacia de Campos, realizou um trabalho pioneiro no Brasil, refinando o

biozoneamento original de Ericson & Wollin (op. cit) para o Quaternário superior,

dividindo as biozonas Z, Y e X em subzonas. Nesse trabalho, a biozona Z (Holoceno),

foi dividida em Z1 e Z2 e a zona X (Pleistoceno), em X1 a X11 (figura 7). Esse

resultado foi alcançado considerando não somente a presença/ausência do plexo

menardiforme, mas também suas variações percentuais dentro de um mesmo episódio

climático. A zona Y (Pleistoceno), foi dividida em Y1 a Y5, baseando-se na freqüência

do plexo Pulleniatina, um gênero cujo registro é marcado por desaparecimentos e

reaparecimentos locais ao longo do Quaternário final no Atlântico Sul (Bé et. al., 1976;

Prell & Damuth, 1978; Vicalvi, 1999). Ao todo, Vicalvi (op. cit.) identificou três níveis de

desaparecimento local do plexo Pulleniatina. O primeiro nível de desaparecimento

desse plexo foi denominado YP.1 (primeiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata) e

corresponde ao limite entre as zonas X e Y de Ericson & Wollin (op. Cit.), no final do

último episódio interglacial, com idade absoluta estimada em 84.000 anos A.P. O

segundo bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata, denominado YP.2, marca o limite

entre as subzonas Y4/Y3 de Vicalvi (op. cit.), com idades absoluta variando de 67.700

e 74.400 anos A.P. O terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3), tem

idades absolutas variando entre 42.000 e 45.000 anos A.P. e marca o limite entre as

subzonas Y2/Y1 do mesmo autor. Segundo Bé et. al. (op. cit), o gênero Pulleniatina

reaparece em sedimentos do Atlântico equatorial e do Caribe na porção final da zona Y

(Pleistoceno), há aproximadamente 15.000 A.P., tornando-se abundante durante o

Holoceno. Assim como Vicalvi (1999), o presente trabalho observa um retorno

moderado do plexo Pulleniatina somente na base da subzona Z2, no limite

Holoceno/Pleistoceno, há cerca de 10.000 anos A.P.


33

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34

Os fatores ambientais que controlam a distribuição do gênero Pulleniatina não

são totalmente conhecidos, mas obviamente estão relacionados às variações

climáticas do Quaternário. Acredita-se que a salinidade é o primeiro fator que limita a

distribuição do plexo Pulleniatina e que o aumento uniforme da salinidade do oceano

Atlântico durante o máximo glacial foi o principal responsável pelo desaparecimento

diácrono desse plexo no oceano Atlântico, já que o desaparecimento ocorre primeiro

nas áreas de maior salinidade Prell & Damuth (1978).

Biozonamento de Vicalvi (1999)

No intervalo estudado no presente trabalho foram reconhecidas as subzonas Y3

a Z1 conforme definidas por Vicalvi (1999), as quais são caracterizadas abaixo ( Figura

7).

Subzona Y3 (Pleistoceno) - intervalo entre o segundo bio-horizonte Pulleniatina

obliquiloculata (YP.2; base) e o nível de reaparecimento local desse táxon (topo). O

plexo Pulleniatina, portanto, está ausente, assim como o plexo menardiforme. Ocorre

um aumento no numero de formas de águas frias como Globorotalia inflata e G.

truncatulinoides. Orbulina universa apresenta alguns picos sem significado. G.

crassaformis não tem representatividade, enquanto Neogloboquadrina detertrei

apresenta picos na base e no topo do intervalo.

Subzona Y2 (Pleistoceno) - intervalo entre o nível de reaparecimento local do

plexo Pulleniatina (base) e o terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3;

topo). Nesse intervalo há o retorno significativo do plexo Pulleniatina, que apresenta os

maiores percentuais dentro da zona Y. O plexo menardiforme continua ausente. Ocorre

um decréscimo de Globorotalia inflata. Por outro lado, há um ligeiro aumento de G.

truncatulinoides em relação à metade superior da subzona Y3. Neogloboquadrina


35

dutertrei é freqüente, G. crassaformis não tem significado e Orbulina universa

apresenta um pico abrupto próximo do topo da subzona.

Subzona Y1 (Pleistoceno) - intervalo entre o terceiro bio-horizonte Pulleniatina

obliquiloculata (YP.2; base) e o nível que marca o último reaparecimento local desse

táxon (topo) e do plexo menardiforme. Desse modo, os plexos Pulleniatina e

menardiforme estão ausentes nesse intervalo, enquanto as espécies de água fria

Globorotalia inflata e G. truncatulinoides aumentam em numero. G. crassaformis tem

pouco significado, Orbulina universa e Neogloboquadrina dutertrei apresentam um

crescimento de freqüência típico desta subzona.

Subzona Z2 (Holoceno) – intervalo marcado pela presença relativamente alta do

plexo menardiforme (de 3 a 7%) em relação à fauna total de foraminíferos planctônicos

e pelo retorno baixo a moderado do plexo Pulleniatina. Globorotalia inflata torna-se rara

ou ausente enquanto G. truncatulinoides possui seu maior percentual próximo ao limite

com o Pleistoceno e depois permanece constante até o topo do intervalo. Entre as

demais espécies, somente Orbulina universa tem algum significado numérico.

Subzona Z1 (Holoceno) - difere da anterior apenas pela diminuição na

participação percentual do plexo menardiforme, que se encontra entre 1 a 3% da fauna

total de foraminíferos planctônicos.

Reconhecimento das biozonas de Vicalvi (1999) nos cinco

primeiros metros do testemunho JPC-17

Baseado nos trabalhos citados acima, foi possível determinar que os cinco

metros de sedimento do testemunho JPC17, estudados no presente trabalho,

apresentam um registro completo do Holoceno além da porção final do Pleistoceno,

representado pelas subzonas Y3 a Y1 de Vicalvi (1999). Na tabela 1 e na figura 8


36

pode-se observar que a presença do plexo menardiforme está bem evidente nos

primeiros 60 cm do testemunho, exceto nas amostras 30-31 e 40-41cm, onde ocorre

um desaparecimento total dessas formas, possivelmente decorrência de um fenômeno

climático local que merece atenção e deverá ser melhor estudado em trabalhos futuros.

Contudo, a presença de Globorotalia fimbriata no intervalo 50-51 cm, comprova que

esses sedimentos foram depositados durante o Holoceno, pois G. fimbriata é uma

espécie menos freqüente do plexo, mas exclusiva desse período.

A partir desses dados foi reconhecido o limite Holoceno/Pleistoceno entre as

profundidades 60-61 cm e 70-71 cm, uma vez que desde essa última amostra até base

do intervalo estudado (490-491m) o plexo menardiforme permanece ausente ou tem

raras ocorrências sem significado bioestratigráfico, correspondendo, possivelmente, a

indivíduos que conseguiram resistir às baixas temperaturas dominantes. Dessa forma

os 60 cm de sedimento do topo do testemunho JPC 17 indicam o Holoceno,

correspondendo à biozona Z de Ericson & Wollin (op. cit.). Os sedimentos encontrados

abaixo desse intervalo foram depositados durante o último episódio glacial ocorrido no

Pleistoceno, evidenciado pela ausência do plexo menardiforme, além do aumento

considerável de formas típicas de águas frias, principalmente Globorotalia inflata.


37


38

No estudo proposto para o testemunho JPC17, foram reconhecidas cinco

subzonas de Vicalvi (1999). Três representam o Pleistoceno superior (Y1, Y2 e Y3) e

duas dividindo o Holoceno (Z1 e Z2).

Na base do intervalo estudado encontra-se a subzona Y3 que se estende de

450-451cm até 490-491 cm. Essa subzona é marcada pela ausência (ou muito rara

ocorrência, na amostra 450-451cm) do plexo menardiforme e do plexo Pulleniatina. As

formas indicadoras de águas frias, como Globorotalia inflata e G. truncatulinoides ,

apresentam valores de 1,6 % e 1,2 %, respectivamente. G. crassaformis, Orbulina

universa e Neogloboquadrina dutertrei estão praticamente ausentes, embora a primeira

apresente um aumento em número no ultimo intervalo (490-491cm), sem significado

bioestratigráfico. Segundo Vicalvi (1999), a subzona Y3 corresponde ao Pleistoceno

médio. Os sedimentos do testemunho estudado nesse trabalho não apresentam um

registro completo da subzona Y3, e por esse motivo é impossível calcular sua idade

absoluta.

O limite Y3/Y2 proposto no presente trabalho encontra-se entre os intervalos

440-441 cm e 450-451cm. A subzona Y2, como também observado por Vicalvi (1999),

é marcada pelo retorno expressivo do plexo Pulleniatina, que atinge os valores mais

altos de toda zona Y. Sua base, portanto é reconhecida pelo nível de retorno de

Pulleniatina, enquanto o topo da biozona é definido pelo terceiro bio-horizonte

Pulleniatina obliquiloculata (YP3). No presente trabalho essa subzona se estende

desde a amostra 440-441 cm até a amostra 210-211cm. Nessa subzona o plexo

menardiforme continua praticamente ausente. Na porção inferior do intervalo,

Globorotalia inflata, indicadora de águas frias, permanece com valores próximos aos

encontrados para subzona Y3, mas apresenta um crescimento bem evidente na parte

superior dessa subzona. Globorotalia truncatulinoides, outro representante de águas


39

frias, também apresenta um decréscimo em seus percentuais na porção mediana

dessa subzona, enquanto G. crassaformis, Orbulina universa e Neogloboquadrina

dutertrei permanecem praticamente ausentes ao longo da subzona Y2. Ainda segundo

Vicalvi (op. cit.), a subzona Y2 corresponde ao Pleistoceno médio-superior. A idade

absoluta da base dessa subzona não pode ser determinada, enquanto a seu topo pode

ser atribuída a idade absoluta no bio-horizonte YP.3, ou seja 45.000 a 42.000 anos A.P.

A base da subzona Y1 é reconhecida pelo terceiro bio-horizonte Pulleniatina

obliquiloculata (YP3), que marca o último desaparecimento desse plexo. Seu limite

inferior, com a subzona Y2, encontra-se entre os intervalos 200-201 cm e 210-211cm.,

enquanto o limite superior, com a zona Z (Holoceno), de Ericson & Wollin (op. cit.),

encontra-se entre os intervalos 60-61 cm e 70-71cm. Essa subzona caracteriza-se pela

ausência dos plexos Pulleniatina e menardiforme. Globorotalia inflata assume valores

bastante elevados comparados com os encontrados para as demais subzonas,

principalmente em sua base, decrescendo à medida que se aproxima da zona Z. G.

truncatulinoides apresenta comportamento semelhante, com um pico no limite com a

subzona Y2. Depois permanece constante com valores superiores aos da subzona

subjacente, até o limite com o Holoceno. Nesse nível, essa espécie torna-se

abundante, um aumento característico, que indica o limite Holoceno/Pleistoceno

(Vicalvi, 1999). Os valores de ocorrência de G. crassaformis, Orbulina universa e

Neogloboquadrina dutertrei permanecem aproximadamente constantes desde a base

do intervalo estudado, e, portanto, sem significado bioestratigráfico. Segundo Vicalvi

(1999) a subzona Y1 corresponde ao Pleistoceno superior. A idade absoluta da base

da subzona é de 45.000 a 42.000 anos A.P. (a mesma do bio-horizonte YP.3),

enquanto seu topo corresponde a 11.000 anos A.P. (a mesma do último

reaparecimento do plexo menardiforme).


40

A base da subzona Z2 (60-61 / 70-71cm) marca o limite Pleistoceno / Holoceno,

e é indicado pelo retorno do plexo menardiforme, que permaneceu ausente (ou muito

raro) durante todo o Pleistoceno. Seu limite superior, com a subzona Z1 (10-11 cm / 20-

21cm), é reconhecido, no testemunho JPC 17, pelo aumento percentual do plexo

menardiforme. Observa-se também um retorno moderado do plexo Pulleniatina. As

espécies de águas frias, representadas por Globorotalia inflata e G. truncatulinoides

tornam-se raras. Globorotalia inflata e Orbulina universa apresentam um valor

ligeiramente mais elevado na base de Z2. Neogloboquadrina dutertrei e Globorotalia

crassaformis permanecem praticamente ausentes. Conforme Vicalvi (1999) a subzona

Z2 corresponde ao Holoceno inferior. A base da subzona Z2 corresponde à uma idade

abSoluta de 11.000 anos A.P. (a mesma do último reaparecimento do plexo

menardiforme); o topo dessa subzona não pode ser determinado.

A subzona Z1 compreende o intervalo estratigráfico que se estende do topo da

subzona Z2, entre os intervalos 20-21 cm e 10-11 cm, até o topo do testemunho. Difere

da subzona anterior pelo aumento das porcentagens do plexo menardiforme ( Z1 entre

2,7 e 3,4%; Z2 entre 2,2 e 2,4 %). Esse resultado difere daquele apontado por Vicalvi

(1999), onde a subzona Z2 registra o retorno significativo do plexo menardiforme com

percentuais de 3 a 7% enquanto a subzona Z1 registra percentuais de 1 a 3% do total

da fauna de planctônicos. No entanto, esse mesmo trabalho fornece tabelas

representando os furos geológicos Bu-91/Gl-05 e Bu-91/Gl-10, as quais apresentam

valores contrários aos descritos no próprio texto, mas que concordam com os

resultados encontrados aqui. Estudos posteriores poderão esclarecer essa

discordância. A idade absoluta desse intervalo não pode ser determinada.


41

Figura 8: distribuição dos táxons de foraminíferos, importantes bioestratigraficamente,

encontrados nos cinco primeiros metros do testemunho JPC 17.


42

IX. CÁLCULOS DAS TAXAS DE SEDIMENTAÇÃO

Para efeito de calculo da duração (em termos de idade absoluta) e das taxas de

sedimentação das zonas e subzonas, considerou-se o limite entre os intervalos como

correspondendo à profundidade média entre as amostras que estão, seguramente,

acima e abaixo desse limite. Por exemplo, o limite entre as zonas Z e Y, entre as

profundidades de 60-61 cm e 70-71cm, passa a ser tratado como ocorrendo a 65 cm.

Vicalvi (1999) considerou o início do Holoceno como ocorrido há 11.000 anos, mas no

presente trabalho adota-se como padrão de referência a escala geológica internacional

proposta por Harland et al. (1989), que considera o limite Holoceno / Pleistoceno há

10.000 anos.

A taxa de sedimentação é calculada para o Holoceno dividindo a espessura de

sedimentos que o representam (65 cm) pela duração estimada para essa época

(10.000). Dessa forma estimou-se que a taxa de sedimentação durante o Holoceno foi

de 6,5 cm/Ka. Aplicando uma regra de três simples estimamos a duração da subzona

Z1 em 2307,69 anos e da subzona Z2 em 7692,30 anos.

Conforme visto no início dessa discussão, o terceiro bio-horizonte Pulleniatina

obliquiloculata (biohorizonte YP.3) marca o limite entre as subzonas Y1/Y2. Utilizando-

se de datação absoluta com base em C14 de seis amostras do testemunho 14-PC-06

retirados da bacia de Campos, Vicalvi (1999) determinou que o último desaparecimento

do plexo Pulleniatina (YP.3) ocorreu entre 42.000 e 45.000 anos A.P. Dessa forma

podemos determinar a duração da subzona Y1: se diminuirmos 10.000 anos

equivalentes à zona Z (Holoceno) de 42.000 - 45.000 (idade estimada para o bio-

horizonte YP.3), encontraremos uma duração aproximada de 32.000 - 35.000 anos

para essa subzona. Dividindo-se a espessura dos sedimentos que representam essa

subzona no testemunho (140 cm) pela duração encontrada (32.000 - 35.000),


43

estimamos uma taxa de sedimentação aproximada entre 4,37 e 4,00 cm/Ka para o

intervalo Y1.

A taxa de sedimentação para os intervalos Y2 e Y3 não pode ser determinada

nessa fase da pesquisa.

X. INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS

A Terra recebe permanentemente grande aporte de energia proveniente

do Sol, absorvendo determinada quantidade e refletindo para o espaço a mesma

quantidade de energia que absorve, mantendo um equilíbrio que torna possível a

existência de vida no nosso planeta (Ahrens, 1993). A maior parte da energia calorífica

que chega a Terra é absorvida pelos oceanos, que cobrem quase toda a superfície do

planeta. Em seguida essa energia é distribuída uniformemente das regiões tropicais

(que recebem maior suplemento de energia) para as regiões polares (que recebem

pouca energia solar), através da circulação atmosférica e oceânica. Qualquer alteração

nesses sistemas proporcionará um desequilíbrio do montante de energia absorvida e

refletida pela Terra, promovendo mudanças climáticas (Ghil et al., 1987; Haug &

Tiedemann, 1998; Driscoll & Haug, 1998) e conseqüentemente causando mudanças na

biota. Fatos como esses fazem parte da história do planeta Terra, que já passou por

períodos de calor intenso e períodos glaciais, onde o frio dominava.

Como podemos notar, os sistemas de circulação oceânica e de circulação

atmosférica são de fundamental importância na manutenção do equilíbrio térmico do

planeta, sendo os principais responsáveis pelo controle do clima mundial.

Existe uma constante troca entre esses dois sistemas. A atmosfera, além de

influenciar a circulação oceânica através dos principais sistemas de ventos, que agem


44

diretamente sobre as camadas superficiais dos oceanos, promove também mudanças

na temperatura da água com a qual está em contato, transferindo calor para o oceano

e vice e versa. Microalgas planctônicas presentes no oceano liberam a maior parte do

oxigênio presente na atmosfera e contribuem para formação de nuvens, pois o

composto dimetil sulfeto (DMS), que produzem reage com o oxigênio atmosférico

produzindo ácido sulfúrico; as partículas desse ácido atraem o vapor d’água atuando

como um núcleo de condensação, formando nuvens que migram levando umidade para

outras regiões (Amabis & Martho, 1992).

A forte interação oceano – atmosfera faz com que os oceanos se tornem

importantes objetos de estudos relacionados ao clima pretérito. Conhecendo a

dinâmica atual de circulação oceânica e de sedimentação, a distribuição geográfica dos

organismos, assim como suas respostas às mudanças no ambiente, pode-se aplicar

esses conhecimentos para deduzir as condições oceanográficas, ambientais e

climáticas que atuavam em épocas passadas (Paleoceanografia, Paleoecologia e

Paleoclimatologia).

Um dos mecanismos mais utilizados por pesquisadores no intuito de estudar as

variações climáticas globais, o paleoambiente e a paleoceanografia de uma

determinada região é a análise de fósseis de microorganismos (p.ex.: Bandy, 1960;

Ericson & Wollin, 1968; Rodrigues & Carvalho, 1980; Ghil et al., 1987; Vicalvi, 1999).

Apesar de seu tamanho diminuto, as carapaças e esqueletos desses organismos são

os principais formadores de depósitos sedimentares em regiões oceânicas profundas.

Os foraminíferos planctônicos, base do presente estudo, são altamente

sensíveis às variações ambientais, principalmente na temperatura da água e,

conseqüentemente, a presença/ausência de um determinado táxon, assim como sua

participação percentual na associação microfossilífera encontrada em um determinado


45

sedimento informam sobre as condições sob as quais essas carapaças foram

depositadas.

O material de estudo foi coletado em uma região influenciada pela a zona de

convergência subtropical/subantártica (Boltovskoy, 1981), uma zona de mistura entre

as águas da corrente do Brasil com a corrente das Malvinas. Nos sedimentos

estudados encontramos carapaças de foraminíferos indicadores dessas duas massas

de’água, com predomínio de espécimens típicos de água quente da corrente do Brasil.

A alteração desse padrão dentro do testemunho estudado pode nos revelar períodos

mais frios (glaciais) ou mais quentes (interglaciais/pós-glacial), caracterizando uma

mudança no clima dessa região, sendo identificado pela maior presença de táxons

adaptados a águas frias ou quentes em um intervalo estratigráfico.

O estudo do testemunho JPC 17 revela uma mudança na temperatura do

oceano Atlântico Sul no tempo correspondente às profundidades 60-61 e 70-71 cm

(tabela 1). Os sedimentos encontrados acima desse nível registram presença das

formas indicadoras de águas quentes, representadas pelo plexo menardiforme. Há

também uma diminuição das espécies de águas frias, como Globorotalia inflata e G.

truncatulinoides, s.l., indicando o retorno das águas oceânicas quentes depois do

ultimo período de glaciação, ocorrido durante o Pleistoceno (figura 9). Os sedimentos

que se encontram abaixo desse limite são caracterizados pelo aumento das

porcentagens de Globorotalia inflata e G. truncatulinoides s.l. e pela ausência do plexo

menardiforme, condição que permanece até a base do intervalo estudado no

testemunho JPC 17 (490 – 491 cm). Essas informações indicam que os sedimentos da

parte inferior desse intervalo foram depositados durante a última glaciação ocorrida no

Pleistoceno.


46

O plexo Pulleniatina, uma forma considerada por muitos autores como indicador

de águas tropicais, apresenta um registro marcado por desaparecimentos e

reaparecimentos regionais ao longo do Pleistoceno (Prell & Damuth, 1978; Vicalvi,

1999). O último reaparecimento desse gênero no Atlântico foi há cerca de 15.000 A.P.

(Bé et. al., 1976), antes do retorno do plexo menardiforme, o que revela que esse táxon

é capaz de tolerar mais as variações na temperatura/salinidade das águas do oceano

do que as globoratálias menardiformes. Dessa forma podemos identificar períodos

onde as águas oceânicas estiveram menos frias (Vicalvi, op. cit.) ou menos salinas

(Prell & Damuth, op. cit.) dentro do intervalo glacial, a ponto de registrar ocorrências do

gênero Pulleniatina, na ausência de menadiformes (Vicalvi, op. cit.).

Com base na freqüência do plexo Pulleniatina, pode-se concluir que o intervalo

correspondente à subzona Y2 de Vicalvi (1999) representa um intervalo onde a

temperatura da água relativamente mais quente e/ou menos salina durante o período

glacial, pois esse plexo está bem representado entre as profundidades de 210 cm a

441 cm. Nas subzonas Y1 (201 – 70 cm) e Y3 (491 – 450 cm) o gênero Pulleniatina

está ausente, apontando, conseqüentemente, períodos mais frios dentro da zona Y.

No presente trabalho, o plexo Pulleniatina reaparece depois do plexo

menardiforme, acima do limite Holoceno/Pleistoceno, um fato curioso, já que as

espécies do gênero Pulleniatina são menos sensíveis à temperatura e/ou salinidade e

deveriam desaparecer antes e reaparecer depois do plexo menardiforme. Esse

resultado difere dos encontrados por Rios-Netto et al. (1997 e 1999) para as bacias de

Campos e Santos, porém é coerente com os resultados de Vicalvi (1999) para alguns

testemunhos provenientes da bacia de Campos. Esse fato é de difícil explicação

considerando-se apenas os estudos desenvolvidos até o momento e deverá ser

enfocado em trabalhos posteriores.


47

Figura 9: relação de distribuição dos táxons de foraminíferos adaptados a águas frias e quentes

nos cinco primeiros metros do testemunho JPC 17.


48

XI. CONCLUSÕES

O estudo dos cinco primeiros metros de sedimentos do testemunho JPC17,

permite concluir que:

1) Foram reconhecidas as biozonas Y e Z de Ericson & Wollin (1968), estando seu

limite entre as amostras 60-61 cm e 70-71 cm:

O intervalo estratigráfico acima de 61 cm corresponde à biozona Z e foi depositado

durante o Holoceno, o que é evidenciado pela presença do plexo menardiforme no

intervalo e pela presença de Globorotalia fimbriata, espécie exclusiva do Holoceno, na

profundidade de 50 cm;

O intervalo estratigráfico entre 70 cm e 491 cm corresponde à biozona Y e foi

depositado durante o Pleistoceno, o que é evidenciado pela ausência do plexo

menardiforme, em sedimentos imediatamente sotopostos à biozona Z, sem que haja

nenhum indício de erosão entre essas camadas.

2) foram reconhecidas as subzonas Y3 a Z1 de Vicalvi (1999):

as subzonas Y3 (amostras 491-490 a 451-450 cm) e Y1 (amostras 201-200 a 71-70

cm) são reconhecidas pela ausência do plexo Pulleniatina, enquanto a subzona Y2

(amostras 441-440 a 211-210 cm) é reconhecida pela presença expressiva de

espécimens desse táxon;


49

a subzona Z2 (amostras 60-61 cm a 20-21 cm) caracteriza-se por percentuais do plexo

menardiforme entre 2,2 e 2,4 %, enquanto a subzona Z1 (amostras 0-1 a 10-11 cm)

apresenta percentuais entre 2,7 e 3,4 %.

3) o intervalo entre a amostra 61-60 cm e o topo do testemunho foi depositado em

ambiente de águas quentes, pois o plexo menardiforme está presente;

4) o intervalo entre a amostra 70-71 cm e 490-491 cm foi depositado em ambiente de

águas frias, pois o plexo menardiforme está ausente ou ocorre muito raramente em

porcentagem próxima a zero, enquanto que Globorotalia inflata e G. truncatulinoides,

representantes de águas frias, estão presentes em maior número;

5) a subzona Y2 de Vicalvi (1999) registra um intervalo de tempo em que as águas

oceânicas na região estudada estiveram relativamente mais quentes e/ou menos

salinas dentro do último episódio glacial, o que é evidenciado pela expressiva presença

do plexo Pulleniatina, uma espécie de água quente, que tolera mais as águas frias do

que o plexo menardiforme.


50

XII. BIBLIOGRAFIA

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ESTAMPA 1

1 Globorotalia menardii cultrata

1a vista axial; 1b vista umbilical; 1c vista espiral.

2 Globorotalia menardii menardii


3 Globorotalia tumida tumida


4 Globorotalia fimbriata


ESTAMPA 2

1 Pulleniatina primalis


2 Pulleniatina obliquiloculata


3 Pulleniatina finalis


ESTAMPA 3

1 Globorotalia truncatulinoides excelsa


2 Globorotalia truncatulinoides truncatulinoides


3 Globorotalia inflata


4 Globorotalia inflata/G. Crassaformis (transição) - vista axial .

5 Globorotalia crassaformis crassaformis


ESTAMPA 4

1 Orbulina universa

2 Neogloboquadrina dutertrei dutertrei


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