FORAMINÍFEROS COMO INDICADORES PALEOCLIMÁTICOS DO QUATERNÁRIO DAS BACIAS MARGINAIS BRASILEIRAS

ISBN Paleontologia: Cenários de Vida – Paleoclimas

FORAMINÍFEROS COMO INDICADORES PALEOCLIMÁTICOS DO QUATERNÁRIO DAS BACIAS MARGINAIS BRASILEIRAS

FORAMINIFERA WITH QUATERNARY PALEOCLIMATIC INDICATORS IN BRAZILIANS MARGINAL BASINS

Lazaro L.M. Laut1,2, Maria Antonieta C. Rodrigues3, Frederico S. Silva4, Virgínia Martins5, Sinda B.V. Carvalhal-Gomes4, Luiz F. Fontana4, Rosa C.C.L. Souza2, Douglas S. Xavier1,2& Anna C.A. Juliace1

1 Universidade Federal do Estado do Rio de Janeiro – UNIRIO, Instituto de Biociências, Departamento de Ciências Naturais, Laboratório de Micropaleontologia – LabMicro. Av. Pasteur, 458, IBIO/CCET sala 500 Urca. 22.240-490. Rio de Janeiro, RJ, Brasil 2 Universidade Federal Fluminense, Instituto de Biologia, Departamento de Biologia Marinha, Programa de Pós-Graduação em Biologia Marinha. Outeiro São João Batista, s/nº Centro. 24001-970 Niterói, RJ, Brasil 3 Universidade do Estado do Rio de Janeiro, Faculdade de Geologia, Departamento de Estratigrafia e Paleontologia. Av. São Francisco Xavier, 524, sala 400A, Maracanã. 20550-013 Rio de Janeiro, RJ, Brasil 4 Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Departamento de Geologia, Laboratório de Palinofácies & Fácies Orgânica. Av. Athos da Silveira Ramos, 274 Bloco F, Ilha do Fundão, Cidade Universitária. 21.949-900. Rio de Janeiro, RJ, Brasil5 Universidade de Aveiro, Departamento de Geociências, Unidade de Investigação GeoBioTec, Campus de Santiago. 3810-193 Aveiro, PortugalE-mails: [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected]

RESUMO

O conhecimento sobre assembleias de foraminíferos é um importante aliado à pesquisa paleoceanográfica e paleoclimática, contribuindo para o estudo de parâmetros, como taxas de sedimentação, variações do nível relativo dos oceanos e mudanças hidrológicas (circulação, temperatura, produtividade e salinidade, por exemplo). Abordagens envolvendo a composição de espécies e geoquímica deste grupo, assim como sua resposta às mudanças climáticas do Quaternário são aqui discutidas com base em exemplos das bacias marginais do Brasil.Palavras-chave: Paleoclimatologia, Foraminíferos, Quaternário, Bacias Marginais Brasileiras

ABSTRACT

The knowledge about foraminifera assemblages is an important support to the palaeoceanography and palaeoclimatology research, contributing to the study of factors such as sedimentation rates, sea level and hydrological changes (e.g. circulation, temperature, productivity and salinity). Species composition and geochemical approaches on this group and their answer to climatic changes in Quaternary are discussed based on examples from the Brazilian Marginal Basins.Keywords: Palaeoclimatology, Foraminifera, Quaternary, Marginal Brazilian Basins

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1. INTRODUÇÃO

O Quaternário teve seu início há 1,9 milhões de anos (Berggen et al., 1985) e se caracteriza por mudanças climáticas marcadas pelo avanço e recuo das geleiras sobre as áreas continentais. Está dividido em Pleistoceno que data de 2 a 1,6 milhões de anos, e Holoceno, que representa os últimos 10.000 anos (Salgado-Labouriau, 2007).

Um dos aspectos mais discutidos nos estudos do Quaternário está relacionado ao limite inferior do Pleistoceno, isto é, a transição Plioceno-Pleistoceno (Ager et al., 1994). De maneira geral, o marco representativo para esta época foi datado em 1,81 milhões de anos e coincide com a implementação das mais importantes fases glaciais e com o surgimento do Homo erectus na África (Suguio, 2010).

O Holoceno teve início ao final da última glaciação (Würm), e é considerado como um período interglacial. Esta época é marcada pelo aparecimento do homem moderno e das grandes civilizações (Sant’Anna Neto & Ney, 2005). Contudo, o clima só amenizou por volta dos 8.000-7.000 a.C., quando o volume pluviométrico aumentou, umedecendo e amenizando as temperaturas, sobretudo na América do Norte, onde mesmo após o fim da última glaciação (18.000 a.C.) as temperaturas ainda eram negativas (entre -8 e -10ºC).

O período mais quente registrado durante o Holoceno, conhecido como ótimo climático, ocorreu entre 5.600 e 2.500 a.C. Neste período houve um aumento significativo das temperaturas (entre 2 a 3ºC acima do atual), o que proporcionou o desenvolvimento de extensas florestas na Europa e um aumento do nível do mar entre 5 e 10 metros acima do atual, bem registrado no Hemisfério Norte (Bryant, 1997; Calder, 1983). Por outro lado, entre 2.500 e 2.000 a.C, registra-se o período mais frio no Holoceno, que foi responsável pela retração das florestas na Europa e por um clima mais ameno na África e na Ásia Menor. Este período histórico, conhecido com a Idade do Ferro foi marcado pelo desenvolvimento das grandes civilizações da antiguidade (Sant’Anna Neto & Nery, 2005).

O segundo ótimo climático registrou-se entre 2.000 e 1.000 a.C., quando as condições climáticas favoráveis no Hemisfério Norte permitiram o povoamento da Groelândia pelos Vikings e os períodos de estiagem, na região do Mediterrâneo, contribuíram para a decadência do império Romano (Serra, 1955).

Sucedendo-se a esse evento, entre 1550 e 1850 registrou-se a pequena idade do gelo. Neste período as temperaturas foram cerca de 2° a 3ºC mais baixas do que as registradas hoje. Desde então, a temperatura global vem subindo rapidamente, provocando muitas especulações sobre sua gênese e extensão. O aquecimento verificado nos últimos 100 anos não pode ser analisado sem o conhecimento histórico da evolução do clima (Sant’Anna Neto & Nery, 2005) (Tabela 1).

519Lazaro L.M. Laut, Maria Antonieta C. Rodrigues, Frederico S. Silva, Virgínia Martins, Sinda B.V. Carvalhal-Gomes, Luiz F. Fontana, Rosa C.C.L. Souza, Douglas S. Xavier & Anna C.A. Juliace

Tabela 1. Correlação entre o período Quaternário e os episódios glaciais e interglaciais do Hemisfério Norte (Suguio, 2010).

2. BIOINDICADORES PALEOCLIMÁTICOS

O oceano e a atmosfera formam um sistema integrado com papel determinante no clima da Terra, devido à atuação de ambos no transporte de calor. Portanto, é difícil estudar de forma dissociada eventos paleoceanográficos sem considerar o contexto paleoclimático, e vice-versa (Bergue & Coimbra, 2008). Considerando que o nosso planeta foi modelado ao longo do tempo pela interação entre seus componentes abióticos e bióticos, as mudanças climáticas em nível global estiveram sempre presentes na regulação deste sistema (Lovelock, 2006). É possível constatar isso por meio do registro geológico, o qual evidencia


processos como o avanço e recuo de geleiras, variação da temperatura, regressões e transgressões marinhas e mudanças na composição e circulação de massas d’água (Bergue & Coimbra, 2008).

Apesar do registro continental das glaciações quaternárias e suas evidências fornecerem valiosas informações para a reconstrução paleoambiental do Quaternário, seu registro sedimentar na grande maioria das vezes, é incompleto, o que impossibilita a construção de modelos de amplitude temporal satisfatórios. Assim, a busca por evidências deposicionais mais completas redirecionou as pesquisas para os depósitos marinhos, nos quais o registro desses eventos está melhor representado em função de sua preservação contínua (Barbosa, 2010).

Desde então, muitos estudos de natureza paleoambiental e estratigráfica do Quaternário estão sendo desenvolvidos em mar profundo, destacando-se em particular a contribuição de diversos indicadores biológicos na caracterização e no posicionamento cronoestratigráfico destes eventos (Barbosa, 2010).

Por possuírem potencial de preservação e deposição que, na maioria das vezes, acompanha a taxa de sedimentação local os grupos de microrganismos calcários tais como foraminíferos, ostracodes, cocolitoforídeos, entre outros, são especialmente importantes nos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos em seções do Cretáceo e Cenozoico Suas potencialidades, porém, tornam-se mais limitadas à medida que se recua no tempo, pois a diagênese influencia, em graus variáveis, o emprego de análises geoquímicas e a correta identificação dos táxons.

3. FORAMINÍFEROS

Os foraminíferos são micro-organismos unicelulares, heterotróficos, pertencentes ao Reino Protista (Margulis et al., 1999). Foram incluídos no filo Granureticulosa por possuírem pseudópodos radiais em forma de rede e por apresentarem complexidade no seu ciclo reprodutivo (Lee, 1990).

Os foraminíferos são protegidos por uma carapaça que pode ter uma ou mais câmaras, todas interconectadas por orifícios (foramen), que permite ao protoplasma ocupar todo o interior da carapaça. Deste termo do latim deriva-se a palavra foraminíferos (foramen = orifício e fere = possuir). Estes organismos produzem tectina na membrana protoplasmática que pode mineralizar carbonato, sílica ou agregar partículas do ambiente e formar uma carapaça denominada de testa ou teca. Comumente são de pequeno porte, em média entre 0,2 mm a 1,5 mm. Devido a peculiaridades, esses organismos foram taxonomicamente elevados à categoria de classe (Loeblich & Tappan, 1992).

Sen Gupta (1999), tendo como base a morfologia e a constituição química das testas dos foraminíferos (Figura 1) reconheceu 15 ordens distribuídas em quatro grupos:

• Grupo I – constituído pela ordem Allogromiida, possui testas de parede orgânica, formadaspor uma proteína semelhante à quitina denominada de tectina, cujas paredes são muito finas, semitransparentes e de cor acastanhada;

• GrupoII–constituídopelasordensAstrorhizida,Lituolida,TextulariidaeTrochamminida,apresentatestas de parede aglutinada, constituídas por uma película de tectina, interna, e uma cobertura de material do substrato aglutinado por um cimento. Algumas espécies mostram seletividade, tanto para o tamanho dos grãos como para o tipo de material utilizado para confecção das testas.

• Grupo III – constituído pelas ordens Fusilinida (extinta), Miliolida, Carterinida, Spirillinida,

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Lagenida, Rotaliida, Buliminida e Globigerinida, inclui indivíduos com testas de parede carbonática (calcita ou aragonita). Estas de acordo com o arranjo cristalino podem ser divididas em: porcelanóides (comparedes são opacas e não-perfuradas); hialinas (com paredes semitransparentes, de aspecto vítreo, finamente perfuradas) e; granulosas (opacas e perfuradas).

• GrupoIV–constituídopelaordemSilicoloculinida,têmtestasdeparedeformadaporopala(sílicaamorfa); os foraminiferos pertencentes a este grupo são raramente encontrados, ocorrendo apenas em condições peculiares, como sejam, mares frios e nas grandes profundidades em ambientes com disponibilidade de sílica.

Figura 1. Gêneros representativos das ordens de foraminíferos (Sen Gupta, 1999): As barras de escala representam 500 µm. A – Allogromia (Allogromiida); B – Saccammina (Astrorhizida); C – Ammodiscus (Lituolida); D, E – Trochammina (Trochamminida); F – Siphotextularia (Textulariida); G – Triticites (Fusilinida); H – Miliolinella (Miliolida); I, J, K – Carterina (Carterinida); L – Spirillina (Spirillinida); M – Dentalina (Lagenida); N – Bolivina (Buliminida); O, P – Ammonia (Rotaliida); Q, R – Globigerinoides (Globigerinida); S – Planispirilina (Involutinida); T – Robertinoides (Robertinida); U – Miliammellus (Silicoloculinida).

Lazaro L.M. Laut, Maria Antonieta C. Rodrigues, Frederico S. Silva, Virgínia Martins, Sinda B.V. Carvalhal-Gomes, Luiz F. Fontana, Rosa C.C.L. Souza, Douglas S. Xavier & Anna C.A. Juliace


Estes organismos possuem amplo registro geológico, desde o Cambriano até o Recente. Estão distribuídos por diversos ambientes, desde manguezais, pântanos salinos, lagunas, estuários, plataformas e também nas zonas batial e abissal (Haslett, 2002).

A distribuição das espécies de foraminíferos está frequentemente relacionada a fatores abióticos, tais como, os limites naturais de massas d´água, processos oceanográficos e hidrológicos, mudanças sazonais dos parâmetros físico-químicos, processos biogeoquímicos e fatores bióticos como, nutrientes, competição, predação, entre outros (Eichler et al., 2006). Podem tolerar diversas alterações ambientais como, por exemplo, a liberação de poluentes no meio e refletir tanto, no condicionamento e estabelecimento de algumas espécies, como também, em deformações nas carapaças (Silva, 2006).

Por apresentarem elevada frequência, diversidade, abundância, tamanho diminuto, ciclo de vida curto e bom potencial de preservação nos sedimentos, os padrões de distribuição das assembleias de foraminíferos sejam bentônicos ou planctônicos têm sido utilizados com sucesso em interpretações ambientais, em estudos biológicos, biocronológicos, bioestratigráficos e paleoecológicos (Boltovskoy, 1965; Hannah & Rogerson, 1997; Laut et al., 2007, 2009, 2010).

De uma maneira geral os estudos bioestratigráficos são baseados nos eventos evolutivos irreversíveis relacionados ao aparecimento e à extinção de uma determinada espécie. Ao longo do Cenozoico (últimos 65 milhões de anos), os foraminíferos apresentam uma boa resolução bioestratigráfica, pois estima-se para foraminíferos planctônicos, por exemplo, uma média de 1,5 aparecimentos e 1,3 extinções por milhão de anos (Thunell, 1984). Contudo, para um período de tempo tão curto quanto o Quaternário, esta metodologia necessita ser adaptada, uma vez que não foram identificados eventos significativos relacionados com a extinção ou aparecimento de espécies. O evento cronológico mais bem marcado é o limite Plioceno/Pleistoceno, que é reconhecido pelo aparecimento de Globorotalia truncatulinoides (1,9 milhões de anos) e desaparecimento de Globobigerinoides obliquus (1,7 milhões de anos). A partir do Pleistoceno, as subdivisões do Quaternário baseadas em foraminíferos são relacionadas a eventos migratórios regionais das espécies em respostas as mudanças ambientais.

3.1 Isótopos de oxigênio em carapaças de Foraminíferos

A composição geoquímica das carapaças dos foraminíferos, nomeadamente o seu contéudo em isótopos de oxigênio, guarda a chave de inúmeros problemas em oceanografia, tais como a determinação de paleotemperaturas, a descoberta das causas dos ciclos glaciares e a evolução do clima e da circulação ao longo do tempo (Berger, 1979).

A variação dos valores de O 18 O ao longo do tempo geológico fornecem informações diretas ou indiretas sobre temperatura, salinidade, volume de gelo e circulação oceânica. Sua utilização está baseada no estudo de Urey (1947), o qual demonstrou que os carbonatos apresentam diferentes razões entre 18O e 16O, conforme a temperatura de precipitação. Contudo, sua aplicação micropaleontológica consagrou-se quando Emiliani (1955) aplicou este princípio em foraminíferos planctônicos, corroborando o modelo de ciclicidade das variações orbitais proposto por outros autores. Os valores isotópicos plotados em um gráfico geraram uma curva cujos picos positivos e negativos (mais ou menos 18O, respectivamente) mostravam a ocorrência de períodos de clima quente e frio. Emiliani (1955), subdividiu então, o Quaternário em estágios isotópicos marinhos (EIM), codificados em sequência numérica crescente, onde os números ímpares correspondem aos períodos interglaciais e os pares aos

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glaciais. Exemplificando, o interglacial atual é representado pelo número um, o último máximo glacial (UMG) pelo número dois, e assim sucessivamente. Estudos posteriores produziram curvas isotópicas mais acuradas que permitiram, inclusive, a subdivisão dos EIM (Pisias et al., 1984).

A abundância natural do isótopo 16O é de 99,76% e a do isótopo 18O é de apenas 0,19%, porém, estas proporções oscilam entre períodos glaciais e interglaciais. Durante os glaciais, a água do mar encontra-se enriquecida com o isótopo mais pesado (picos positivos). Ao mesmo tempo, a água depositada nas geleiras encontra-se enriquecida com o isótopo mais leve, o 16O. Isso ocorre porque o isótopo leve é extraído mais facilmente por meio da evaporação e migra para as altas latitudes, onde fica retido nas calotas polares, principalmente. Ao término dos períodos glaciais, o derretimento em larga escala destas massas de gelo restabelece a proporção natural entre os dois isótopos (picos negativos de 18O) (Bergue & Coimbra, 2008).

A razão molar de um isótopo num carbonato pode refletir ou não a existente na água, precipitação em equilíbrio ou desequilíbrio, respectivamente. A precipitação em desequilíbrio é decorrente do chamado efeito vital e possivelmente reflete peculiaridades metabólicas dos organismos, motivo pelo qual alguns grupos fósseis são melhores do que outros para este tipo de análise. A razão isotópica é medida em espectrometria através da dissolução das carapaças em ácido fosfórico - processo de extração- e subsequente análise dos gases liberados. O valor obtido é comparado com um padrão geralmente o PDB (Belemnitella americana da formação cretácea PeeDee, Carolina do Sul), o qual, é calibrado com o uso de um carbonato padrão sintético, o NBS-19 (Equação 1). A razão obtida serve de base para cálculos de paleotemperatura (Equação 2) ou paleosalinidade (Equação 3), sendo as equações ajustadas conforme a região estudada (Bergue & Coimbra, 2008).

Equação 118O = (R amostra–Rpadrão) . 103 / R padrão, sendo R = 18O / 16O

Equação 2T=16,1–4,64( 18O carbonato - 18O água) + 0,09 ( 18O carbonato - 18O água)

Equação 3S = 2,334 . 18O + 34,66

As análises de isótopos estáveis são realizadas em foraminíferos planctônicos e bentônicos, dependendo se o objetivo é o estudo de massas d’água superficiais ou de fundo. Os gêneros Globigerina e Globigerinoides estão entre os foraminíferos planctônicos mais abundantes, constituindo uma importante fonte de carbonato para análises geoquímicas. Os bentônicos Cibicidoides e Uvigerina são também gêneros bastante conhecidos ecologicamente e amplamente empregados em estudos paleoambientais, sendo o último caracterizado por hábito infaunal. Nestes gêneros, o efeito vital é inexistente ou pouco pronunciado, o que os torna adequados para estudos geoquímicos. Recentemente, Costa et al. (2006) estabeleceram uma nova relação entre 18O e salinidade para o setor ocidental do Atlântico Sul, com base em adaptações de fórmulas propostas por outros autores para os gêneros Cibicidoides e Uvigerina. Comparando dados de salinidades atuais com os sinais isotópicos obtidos nestes gêneros, Bergue &



Coimbra (2008) concluíram que o primeiro produz resultados mais próximos do equilíbrio (efeito vital menor) do que Uvigerina, sendo mais recomendável, portanto, para aplicações paleoceanográficas.

Os registros isotópicos das mudanças glacial-interglacial são registrados nas espécies de foraminíferos que habitam a superfície, da mesma maneira que são registradas nas espécies de fundo para os oceanos Atlântico e Pacífico (Broecker, 1986). Isto demonstra que as mudanças de temperatura da superfície e do fundo ocorreram em simultâneo e de forma sincronizada. Por outo lado, os registros de 18O para foraminíferos planctônicos no Pacífico tropical são 0,5 ‰ menores que os bentônicos (Broecker, 1986). Levando em conta que a fração de isotópica entre CaCO3 e a água aumenta em 0,2‰ a cada grau que a água esfria, pode-se dizer que a superfície do Pacífico foi 2,5ºC mas fria do que a média oceânica global.

As águas de fundo formadas nos oceanos de hoje estão a poucos graus do limite de congelamento (± 1,8ºC) e durante o período glacial foram provavelmente não mais do que poucos graus mais frias do que as atuais. Consequentemente, a água de fundo do Atlântico Norte possui a variação de temperatura potencial entre 1º a 3ºC e as formadas ao redor do continente Antártico possuem temperaturas potenciais entre -1 a 0ºC. Durante as glaciações, muitas vezes a capa de gelo estendeu-se na Antártica e no Ártico recobrindo toda a região, por isto é concebível que toda a água abissal tenha tido temperaturas potenciais em torno de -1°C (Broecker, 1986).

3.2 Foraminíferos Planctônicos como Indicadores Paleoclimáticos

Curvas paleoclimáticas e datums bem marcados para o limite Pleistoceno/Holoceno, e limites entre zonas e subzonas do Pleistoceno, podem ser obtidas pelo método, mais rápido, do controle presença/ausência/abundância relativa do plexo Globorotalia menardii. São complementares a este método as observações em torno de percentuais de Globorotalia inflata e Globorotalia truncatulinoides, o controle dos desaparecimentos e reaparecimentos do plexo Pulleniatina durante os últimos 175.000 anos, o desaparecimento de Globorotalia flexuosa, a presença de Globigerina bermudezi e a identificação da primeira ocorrência de Globigerina calida (Figura 2). O plexo G. menardii, por sua particular sensibilidade à temperatura, reúne algumas das mais típicas e importantes espécies indicadoras de águas quentes: G. menardii, G. fimbriata, G. tumida e G. flexuosa. De acordo com o estabelecido por Ericson & Wollin (1968), para o Atlântico, os intervalos nos quais este plexo está presente são considerados como interglaciais, enquanto que sua ausência denota intervalos glaciais.

Este comportamento resulta em subdivisões climáticas identificadas por aqueles autores com letras do alfabeto no sentido inverso, Z a Q, onde Z é a mais nova e corresponde ao Holoceno e Q a mais antiga, correspondendo ao início do Pleistoceno (Figura 3).

É interessante notar que não é apenas o simples critério presença/ausência do plexo G. menardii que funciona como marcador de limites zonais. Há algo mais quantitativo que orienta o procedimento, reflexo dos diferentes percentuais de menardiformes nas amostras. Isto pode levar a alguma confusão e, consequentemente, um determinado limite entre zonas pode ser marcado em vários níveis dentro da sequência, atitude que se agrava ainda mais em áreas com taxas de sedimentação muito altas.

Por esta razão, usa-se um limite percentual, algo flexível de menardiformes, complementado por observações do restante da fauna, particularmente G. inflata, G. truncatulinoides e plexo Pulleniatina. Somam-se a isso, as considerações sobre a composição do sedimento do qual essa fauna faz parte.

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Além do zoneamento por meio da frequência do plexo G. menardii, existe certo número de eventos bioestratigráficos que podem ser usados regionalmente. Dentro dos limites de idade alcançados pelos testemunhos em estudo na Bacia de Campos, aproximadamente 150.000 anos, um deles é o desaparecimento de Globorotalia flexuosa. De acordo com Kennett & Huddlestun (1972), este desaparecimento ocorre no final da última interglacial (Zona X) há 84 000 anos (Prell, 1974).

Figura 2. Espécies de foraminíferos planctônicos utilizados como indicadores bioestratigráficos e paleoclimáticos: A, B e C - Globorotalia tumida flexuosa; D - Globorotalia menardii forma neoflexuosa; E - Globorotalia menardii; F e G - Globorotalia tumida; H - Globorotalia fimbriata; I - Pulleniatina primalis; J - Pulleniatina finalis; K - Pulleniatina obliquiloculata; L, M e N - Globigerina bermudezi; O, P e Q - Globigerina bermudezi; R e S - Globigerina calida; T e U - Globorotalia truncatulinoides; V - Globorotalia inflata.

Outro registro é fornecido pelo gênero Pulleniatina, utilizado por Prell e Damuth (1978) para definir o biohorizonte P. obliquiloculata. Estes autores verificaram que o gênero Pulleniatina, e em particular a espécie P. obliquiloculata, desaparece e reaparece periodicamente nos últimos 175.000 anos nos sedimentos quaternários do Atlântico equatorial, Golfo do México e Caribe. Este comportamento é controlado climaticamente e um desses desaparecimentos ocorre próximo ao meio da última glaciação, Zona Y de Ericson & Wollin (1968), estágio isotópico 3 de Emiliani (1966), datado por Damuth (1973) em 40 000 anos.

Finalmente, a primeira ocorrência de Globigerina calida é marcada, por idade absoluta, em 140.000 anos para o Atlântico equatorial. Este evento situa-se na penúltima glacial, Zona W, e de acordo com Bolli & Premoli Silva (1973) permite a subdivisão do Pleistoceno a partir deste marco, até o limite com o Holoceno, em duas subzonas (Globigerina calida e Globigerina bermudezi).



Figura 3. Diagrama generalizado demonstrando a relação entre as zonas climáticas de Ericson e Wollin (1968) (letras de Z a W) para o Holoceno e Pleistoceno Superior e estágios de oxigênio (número 1 a 6) com flutuações glácio-eustáticas do nível do mar (Vicalvi, 1997).

Tabela 2. Ciclos climáticos, zonas de Ericson & Wollin (1968) e subzonas identificadas nos testemunhos BS-C e BS-D na Bacia de Santos, profundidade e taxa de acumulação estimada para as zonas e subzonas e referências utilizadas por Ferreira et al. (2012). Abreviaturas: (a) Ericson & Wollin (1968); Vicalvi (1997; 1999); Sanjinés (2006); Portilho-Ramos et al. (2006); (b) Vicalvi (1997, 1999); Sanjinés (2006); (c) Vicalvi (1997, 1999); Sanjinés (2006); Portilho- Ramos et al. (2006); (d) Vicalvi (1997, 1999); Sanjinés (2006); (e) Kennett & Huddlestun (1972); Vicalvi (1997, 1999); Sanjinés (2006); (f) Neff (1985); Martin et al. (1990, 1993); (g) Novas subzonas (este trabalho); (h) Ericson & Wollin (1968); Neff (1985); Martin et al. (1990, 1993).

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3.3 Foraminíferos Bentônicos como Indicadores Paleoclimáticos

Devido à sua sensibilidade ecológica as espécies de foraminíferos bentônicos têm sido uma das principais ferramentas em estudos paleoambientais. Contudo, deve-se levar em conta que os efeitos das mudanças climáticas sobre as comunidades bentônicas de regiões mais profundas são menores do que as comunidades planctônicas ou bentônicas rasas que interagem mais com as condições atmosféricas.

O impacto respectivo ao efeito glacial (via 18O água do mar) e à temperatura sobre a razão isotópica do oxigênio dos carbonatos foi, por algum tempo, objeto de discussões. Emiliani (1955), foi o primeiro a evidenciar os estágios isotópicos no Quaternário e, pensava que o efeito térmico sobrepujava o efeito glacial (retenção de água nas calotas glaciais). Atualmente, pensa-se o contrário; nas variações isotópicas registradas pelos carbonatos de foraminíferos ao longo do Quaternário, 2/3 seriam em virtude do efeito glacial e somente 1/3 em virtude da temperatura. Estas duas teorias baseiam-se, parcialmente, no paralelismo entre as curvas isotópicas; a última em foraminíferos bentônicos profundos e a primeira nos pelágicos (Figura 4).

Figura 4. Evolução da razão isotópica do oxigênio no decorrer da última glaciação. Registro nas testas dos foraminíferos bentônicos e pelágicos de um testemunho do Pacífico Oriental. É possível notar, simultaneamente, o paralelismo das curvas que registram a importância do efeito glacial ao longo do tempo e as diferenças de temperatura entre a superfície e o assoalho do oceano (Pomerol et al., 2013).

Tornou-se clássico apresentar correlações entre as flutuações das razões isotópicas do oxigênio medidas no gelo, nas testas de foraminíferos e as curvas de insolação (Figura 5). Porém, tais correlações não são tão simples de se estabelecer como parece, porque cada tipo de registro apresenta seus próprios problemas e limitações. Assim, as calotas e mantos de gelo que perturbam a regularidade do empilhamento dos estratos glaciais. As séries oceânicas apresentam flutuações da taxa de sedimentação e até períodos de não sedimentação. As respectivas datações não são simples para o gelo, pois as estrias sazonais desaparecem rapidamente em profundidade e deve-se utilizar as taxas de precipitação e de acumulação corrigidas pela taxa de compactação.



Figura 5. Correlações temporais entre a evolução da razão isotópica do oxigênio no gelo (estação de Vostok, Antártica) e nos carbonatos das testas dos foraminíferos bentônicos profundos de um testemunho oceânico (Atlântico Norte) e as flutuações de insolação de verão a 65°N (Pomerol et al., 2013).

Utiliza-se igualmente isótopos cosmogênicos como o 14C ou 10Be avaliados nas carapaças de foraminíferos. Os sedimentos oceânicos são datados pelos métodos micropaleontógicos, mas também pode ser útil utilizar estimativas de taxa de sedimentação calculadas por métodos diversos. Níveis de cinzas resultantes de erupção vulcânicas, que também são referências tanto nos testemunhos glaciais quanto nos oceânicos, podem ajudar nas correlações. Assim, devido a esses diferentes problemas, as flutuações isotópicas apresentadas nos testemunhos são muito menos regulares e evidentes do que as curvas temporais apresentadas na Figura 6.

Figura 6. Teor em CO2 e CH4 das bolhas de ar aprisionadas no gelo e razão isotópica do oxigênio no testemunho de gelo de Vostok (manto de gelo antártico). (AP = Antes do Presente). A forma de curva isotópica registrada no gelo é similar à obtida a partir dos foraminíferos planctônicos, mas os valores absolutos são muito mais negativos (-54 a -63%) devido ao efeito glacial. A subida das concentrações em CO2 e em CH4 de Origem antrópica, no decorrer dos últimos dois séculos, é espetacular (280 a 360 ppm para o CO2, e 700 a 1700 ppb para o CH4) (Pomerol et al., 2013).

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O estudo isotópico dos foraminíferos das sondagens oceânicas permitiu remodelar a evolução climática e paleoceanográficas desde o Cretáceo Superior (Figura 7). Observa-se, em primeiro lugar, um resfriamento geral ao longo do Terciário; o ápice climático tinha ocorrido no decorrer do Cretáceo (Cenomaniano). Além disso, realizando medidas no mesmo tempo em foraminíferos bentônicos e pelágicos, pode-se ter uma ideia da paleotemperatura da água de fundo e de superfície. Constata-se então que, para baixas latitudes, transita-se de um oceano com baixo gradiente térmico em relação àprofundidade(∆Tpdaordemde5ºC,CretáceoSuperior–Paleoceno)paraumoceanocomfortegradiente térmico (∆Tp da ordem de 13ºC, oceano atual) ao longo do Terciário Superior.

Figura 7. Evolução da razão isotópica do oxigênio em carapaças de foraminíferos pelágicos (temperatura da água de superfície) e bentônicos (temperatura da água de fundo) em baixas latitudes do Pacífico Norte. A escala das paleotemperaturas foi calculada tomando-se uma razão isotópica da água do mar atual de -0,08‰, e para o terciário, de -1‰. A evolução da curva isotópica dos foraminíferos bentônicos para os valores positivos representa, na primeira fase (Cretáceo Superior a Eoceno inferior), o resfriamento das águas profundas ao qual se acrescenta, na segunda fase (Oligoceno superior ao Presente), o efeito glacial que acompanha o desenvolvimento da calota polar. Nota-se o baixo gradiente térmico em função da profundidade do oceano na base do Terciário (∆Tp da ordem de 5°C) em relação ao gradiente do oceano do Terciário Superior e atual (∆Tp da ordem de 13°C) (Pomerol et al., 2013).

4. ESTUDOS REALIZADOS NAS BACIAS MARGINAIS BRASILEIRAS

Carvalho (1980) estudou dezesseis testemunhos na plataforma continental e talude entre Porto Alegre e Arroio Chuí e constatou um significativo aumento no número de indivíduos e de espécies de foraminíferos da base para o topo. Nestes testemunhos foi possível identificar a ausência de foraminíferos planctônicos na base, o que foi interpretado como resposta à última glaciação do Pleistoceno, que apresentou uma queda do nível do mar em torno de 100 m e, consequentemente, teria



afastado a fauna planctônica da costa. Além disso, a ocorrência de espécimes bentônicos limonitizadas na base de um dos testemunhos, localizados a 60 m de profundidade foi considerada como resultado de uma suposta exposição subaérea. O aumento gradativo, tanto quantitativo quanto qualitativo do número de planctônicos do meio dos testemunhos para o topo, foi relacionado como a resposta da biota à Transgressão Flandriana.

Os métodos clássicos de análise de mudanças climáticas pós-pliocênicas foram aplicados por Vicalvi (1997) em 1306 amostras de três furos geológicos com testemunhagem contínua e de 26 testemunhos a pistão, coletados no talude da Bacia de Campos. Espécies de foraminíferos planctônicos indicadoras de águas quentes e frias foram selecionadas e seus percentuais colocados em perfil, gerando curvas paleoclimáticas. Estas curvas, por comparação com as curvas de Ericson & Wollin (1968), permitiram a identificação de diversos intervalos glaciais e interglaciais e a datação dos principais eventos climáticos ocorridos durante o Quaternário Superior no talude da Bacia de Campos nos últimos 150.000 anos. Com base nas variações de frequência de Globorotalia menardii, Globorotalia inflata e Globorotalia truncatulinoides, complementadas pelas observações sobre o desaparecimento/reaparecimento do plexo Pulleniatina, foi possível subdividir os testemunhos em zonas Z (Holoceno), Y e X (Pleistoceno) em 15 subzonas (Z1, Z2, Y1, Y2 e X1 a X11). Este estudo revelou que em profundidades próximas a 625 m a zona Y do talude do campo de Marlim é o dobro de Albacora. Os testemunhos a pistão analisados serviram para delimitar com mais precisão o limite Pleistoceno/Holoceno em várias áreas do talude da Bacia de Campos e calibrar o biorizonte de desaparecimento de Pulleniatina obliquiloculata. O desaparecimento do plexo Pulleniatina na porção mediana da Zona Y marcou a idade aproximada de 42.000 anos, e o de Globorotalia flexuosa, no topo da Zona X marcou o fim do último interglacial (84.000 anos). Vicalvi (1997) correlacionou o seu conjunto de dados ao zoneamento bioestratigráfico de Bolli & Premoli Silva (1973) o que revelou que os sedimentos amostrados situaram-se na parte superior da Zona Globorotalia truncatulinoides. Os testemunhos longos atingiram as subzonas Globigerina calida (parte) e Globigerina bermudezi (Pleistoceno) e Globorotalia f imbriata (Holoceno), que se correlacionam com as zonas paleoclimáticas W (parte), X, Y (Pleistoceno) e Z (Holoceno). Os testemunhos a pistão não atravessaram completamente a Subzona Globigerina bermudezi (Zona Y). Alguns atingiram o datum Pulleniatina obliquiloculata (40/42 000 anos), mas nenhum deles alcançou o topo da Zona X (84.000 anos).

A partir das zonas propostas por Ericson & Wollin (1968), Vicalvi (1999) reconheceu 18 subzonas distintas de foraminíferos planctônicos, desde a parte superior da zona W até o presente (zona Z). A variação percentual do plexo G.menardii em relação à fauna total de foraminíferos planctônicos permitiu a subdivisão da zona X (último episódio interglacial) em onze subzonas (X1 a X11) e a divisão da zona Z (pósglacial) em duas subzonas (Z1 e Z2). O controle da frequência do plexo Pulleniatina fundamentou a divisão da zona Y (último episódio glacial) em cinco subzonas (Y1 a Y5). São elas (Figura 8):

• ZonaW(Pleistoceno)- Representa um intervalo glacial de curta duração, 38 Ka anos. Os limites inferior (V/W) e superior (W/X) foram determinados radiometricamente em 165 Ka e 127 Ka antes do presente (A.P.), respectivamente (Broecker & Van Donk, 1970, apud Vicalvi, 1999). Esta zona é distinguida pela ausência ou pelos percentuais muito baixos de formas de águas quentes como as menardiformes e Pulleniatina, e pela ausência de G. flexuosa. As formas de águas frias G. inflata e G. truncatulinoides são constantes e estão presentes em proporções aproximadamente iguais. A zona está marcada também pela presença constante de G. crassaformis.

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• ZonaX(Pleistoceno)- Esta unidade se estende de 127 Ka a 84 Ka antes do presente (Broecker & Van Donk, 1970; Damuth, 1973, 1975; Prell, 1974, apud Vicalvi, 1999) e representa um episódio relativamente quente (interglacial), com a ocorrência de curtos períodos mais frios. Caracteriza-se pela consistente presença do plexo G. menardii, incluindo G. flexuosa como espécie mais importante do grupo, associado a outras formas indicativas de águas quentes como o plexo Pulleniatina. As espécies indicativas de águas frias, G. inflata e G. truncatulinoides, são registradas com algum significado em determinados intervalos. O número de G. crassaformis decresce nesta zona em relação W. O topo é marcado pelo desaparecimento das menardiformes e pela última ocorrência de G. flexuosa (Kennett & Huddlestun, 1972), evento datado em 84 Ka AP (Damuth, 1973 e 1975; Prell, 1974, apud Vicalvi, 1999). Oscilações nos percentuais das espécies menardiformes, causadas por curtos períodos mais frios, possibilitaram a divisão desta Zona em 11 subzonas. As subzonas identificadas com números ímpares (X1, X3, X5, X7, X9 e X11) apresentam os maiores percentuais de menardiformes (> 5%) e representam os períodos mais quentes dentro da última interglacial, contrariamente às subzonas identificadas com números pares (X2, X4, X6, X8 e X10), que representam intervalos de clima mais frio (percentuais de menardiformes < 5%).

• ZonaY(Pleistoceno)- Esta zona reflete o último episódio glacial, com duração de 84 Ka (Damuth, 1973, 1975; Prell, 1974, apud Vicalvi, 1999) a 11 Ka antes do presente (Broecker et.al., 1960, apud Vicalvi, 1999). É subdividida por Vicalvi (1999) em cinco subzonas (Y1 a Y5), com base no desaparecimento e reaparecimento do plexo Pulleniatina. Caracteriza-se também pela ausência do plexo G. menardii e pela alta frequência das formas de águas frias G. inflata e G. truncatulinoides. G. crassaformis está presente na parte mais basal e na parte superior do intervalo.

• ZonaZ (Holoceno) - Intervalo pós-glacial, 11 Ka até o recente (Broecker et.al., 1960, apud Vicalvi, 1999), assinala o retorno de águas oceânicas mais quentes, após o último período glacial. É caracterizado pela presença do plexo G. menardii (com destaque para G. tumida) e pela ausência ou fraca expressão de G. inflata. G. truncatulinoides só tem significado próximo ao limite com o Pleistoceno, tornando-se um dos seus indicadores; a espécie que só ocorre no Holoceno (G. fimbriata) está representada. G. crassaformis apresenta-se, em geral, com baixos percentuais. Esta zona é dividida em duas subzonas, Z2 e Z1. A primeira apresenta percentuais do plexo G.menardii para fauna total entre 3% e 7% e a segunda entre 1% e 3%.



Figura 8. Esquema simplificado por Sanjinés (2004) do biozoneamento do Quaternário da Bacia de Campos de Vicalvi (1999).

Na região de Abrolhos, Passos et al. (2001) obtiveram uma datação radiométrica em 14C de 4.100 anos (10 cm) à 11.350 anos (35 cm) num testemunho retirado a 1225 m. Neste testemunho, os autores observaram uma diminuição na porcentagem de foraminíferos planctônicos e na frequência de Globorotalia menardii. Por outro lado, também foi constatado o aumento na abundância de Globobigerinoides bulloides e Globorotalia truncatulinoides. A composição da assembleia somada à tendência positiva da razão isotópica de O18 reforçou a hipótese de que estes sedimentos foram depositados sob nível de mar mais baixo e clima mais frio. Neste mesmo testemunho, entre as profundidades de 0-25 cm, foi registrada a mudança na associação de foraminíferos de águas frias para os de águas quentes como Globobigerinoides ruber e Globigerinoides sacculifer.

Tendo por base os zoneamentos propostos por Ericson & Wollin (1968) e Vicalvi (1999), Sanjinés (2004) visou estabelecer um biozoneamento para os testemunhos na Bacia de Campos, com o objetivo de determinar níveis de correlação, hiatos e outras descontinuidades estratigráficas, bem como a ocorrência de retrabalhamento ou deslocamento de fauna do final do Pleistoceno ao Holoceno. Foram identificadas as biozonas W, X, Y (Pleistocênicas) e Z (Holocênica), e as subzonas Y2 e Y1 para o poço A. No poço B foi possível à individualização das biozonas X, Y e Z, e as subzonas X3, X1, Y4, Y3, Y2 e Y1. Foram reconhecidos os datums: (i) desaparecimento de G. flexuosa no topo

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da zona X, datado em 84 Ka AP, coincidente com o bio-horizonte P. obliquiloculata YP.1; (ii) bio-horizonte P. obliquiloculata YP.2, somente para o poço B, com idades variando entre 74,4 e 67,7 Ka AP; e (iii) bio-horizonte P. obliquiloculata YP.3, com idades variando entre 45 e 42 Ka AP. Foi aplicado o método de Correlação Gráfica para a obtenção de melhores aproximações nos valores de taxas de sedimentação, extensão dos hiatos e descontinuidades estratigráficas. Os valores finais da taxa de sedimentação foram calculados a partir dos gráficos gerados, descontando-se a espessura dos corpos arenosos, pois a deposição destes no talude representa episódios instantâneos no tempo geológico. Os resultados foram: (i) para o poço A, 27,68 Ka de hiato envolvendo as subzonas Y5,Y4 e Y3, na base da zona Y; 0,89 cm/Ka para a zona X; 1,33 cm/Ka para a zona Y1; e 1,09 cm/Ka para a zona Z; (ii) para o poço B, 0,75 Ka de hiato relativo à falta da subzona Y5; 2,89 cm/Ka para as subzonas Y3 e Y2; 2,33 cm/Ka para a subzona Y1; e 1,36 cm/Ka para a zona Z. Foram caracterizados nos testemunhos pelo menos dois eventos de movimento de massa, refletindo momentos de instabilidade do talude na região analisada. As condições paleoclimáticas, com análise da fauna de foraminíferos, demonstraram que os principais episódios de transferência de sedimentos arenosos da plataforma externa para o talude superior e médio ocorreram durante o início do Holoceno, no final da biozona glacial Y e durante um intervalo glacial similar dentro da biozona interglacial X. Depósitos de movimentos de massa, incluindo amplas unidades de escorregamentos (slumps) e discretas camadas de fluxo de detritos (debris flow) foram associados com períodos de nível de mar baixo.

Araújo & Machado (2008) analisaram 40 amostras de sedimentos provenientes de quatro testemunhos do talude ao norte do estado da Bahia, objetivando a identificação de eventos bioestratigráficos, paleoclimáticos e paleobatimétricos através das assembleias de foraminíferos. Nestes testemunhos foi observado o predomínio das formas de hábito bentônico na base e planctônico no topo, indicando variações no nível do mar resultantes das mudanças climáticas do Quaternário. A maior concentração de siliciclásticos e fragmentos de vegetais na base dos testemunhos localizados na cota batimétrica de 60 m, também sugerem forte influência continental e proximidade com a linha de costa. Além disso, ocorreram também espécies como Orbulina universa e Globigerina bulloides que são típicas de regiões de ressurgência ou da riqueza de nutrientes na região costeira. Segundos os autores, esse nutrientes seriam provenientes do aporte terrígeno transportado pelos rios Jacuípe, Pojuca, Sauípe e Subaúma durante um período de mar baixo.

Barbosa (2002) estudou a microfauna de foraminíferos bentônicos que compõe a seção quaternária do talude continental da Bacia de Campos e registrou uma associação composta por 236 espécies distribuídas em 121 gêneros. Estas espécies foram submetidas a análises qualitativas e quantitativas, visando à identificação dos principais fatores ou parâmetros que controlam a sua distribuição primária (e.g. temperatura, salinidade, batimetria, oxigenação de fundo, concentração de matéria orgânica e de nutriente, de modo a eleger grupos ou associações distintas (biofácies) que fossem indicativos destes parâmetros. A partir destas análises foram identificadas duas biofácies, FB1 e FB2 com aparente potencial bioestratigráfico (Fig. 8). A biofácies FB1 foi composta por organismos epifaunais (aglutinantes e calcários), seguidos, secundariamente, por infaunais de microhabitat raso (Fig. 9a). A expressiva presença das formas epifaunais indicou um ambiente bem oxigenado com considerável influxo de matéria orgânica para o fundo, o que também é reforçado por alguns elementos da infauna (e.g. Bulimina echinata e Siphouvigerina auberiana). A composição desta biofácies sugere ainda paleobatimetrias mais elevadas nos intervalos de domínio, além de massas d’água aparentemente mais quentes, evidenciadas, entre outros fatores analisados como: (i) análise de isótopos estáveis de



oxigênio em carapaças de Cibicidoides pachyderma e Cibicidoides wuellerstorfi; e (ii) abundância bem marcada destas e de outras espécies, como Gyroidinoides nitidula, Oridorsalis umbonatus, Oridorsalis variapertura, Osangularia bengalensis e Sphaeroidina bulloides, que são comumente associadas a temperaturas de fundo mais quentes. A Biofácies FB2 foi caracterizada pela redução marcante na riqueza específica e a expansão de organismos infaunais, destacando-se aqueles de microhabitat médio a profundo, com domínio de bolivinídeos e buliminídeos, seguidos por um número reduzido de espécies epifaunais de pequeno porte (Fig. 9b). A composição desta biofácies é francamente indicativa de um ambiente com baixa oxigenação de fundo combinada a elevadas concentrações de matéria orgânica, possivelmente decorrentes de processos de eutrofização no ambiente. A composição desta associação sugeriu, ainda, uma redução paleobatimétrica e, os dados isotópicos de oxigênio, apontam para águas mais frias. A correlação dos intervalos representados por estas biofácies com os intervalos correspondentes às ecozonas de foraminíferos planctônicos mostrou boa correspondência, o que reforçou a indicação do possível controle exercido pelo clima ou de seus efeitos sobre a distribuição das espécies que compõem estas biofácies. Da mesma forma, isso também sugere a possibilidade de que algumas destas espécies ou associações possam constituir ecozonas, que venham a ser empregadas como indicadores bioestratigráficos para este intervalo de tempo, sob condições paleoambientais relacionadas aos episódios de resfriamento e aquecimento do último ciclo glacial quaternário.

Figura 9. A - Principais espécies de foraminíferos bentônicos que compõem as Biofácies da Bacia de Santos (Barbosa, 2002): FB1 A - Ammodiscus gullmarensis, B - Haplophragmoides bradyi, C - Haplophragmoides quadratus, D - Lituotuba lituiformis, E - Spiroplectella aff. cylindroides, F – Quinqueloculina venusta, G - Pyrgoella sphaera, H - Sigmoilopsis schlumbergeri, I - Brizalina subaenariensis, J - Islandiella australis, K – Bulimina echinata, L - Siphouvigerina auberiana, M - Rutherfordoides californiensis, N - Rutherfordoides mexicana, O - Sphaeroidina bulloides, P - Cibicidoides cicatricosus, Q - Cibicidoides pachyderma, R - Cibicidoides wuellerstorfi, S - Osangularia bengalensis, T – Oridorsalis umbonatus, U - Oridorsalis variapertura, V - Gyroidina lamarckiana, W - Gyroidinoides nitidula) FB2. A- Siphotextularia rolshauseni,

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B – Triloculina tricarinata; C - Triloculinella chiastocytis, D - Geminospira bradyi, E - Robertina imperatrix, F - Bolivina inflata, G - Bolivina laevigata, H - Brizalina daggarius, I - Brizalina pseudogoesii, J - Cassidelina complanata, K - Sagrinella subspinescens, L - Sagrina pulchella, M - Bulimina alazanensis, N - Bulimina elongata, O - Buliminella elegantíssima, P - Angulogerina angulosa, Q-R - Discorbinella bertheloti, S - Nonion pacificum, T-U - Nonionella auris, V-W - Pseudononion granuloumbilicatum, X-Y - Gyroidina umbonata.

Na porção sul da Bacia de Santos, Portilho-Ramos et al. (2006) identificaram biozonas X (Plioceno), Y (Pleistoceno) e Z (Holoceno) com as respectivas subzonas X1 e Y5 a Y1. Estas biozonas correspondem a quatro bioeventos (Fig. 10):

(1) o primeiro desaparecimento do plexo Pulleniatina obliquiloculata (YP.1; 84 Ka);

(2) o segundo desaparecimento do plexo Pulleniatina obliquiloculata (YP.2;67,7Ka–74,4Ka);

(3) o último desaparecimento do plexo Pulleniatina obliquiloculata (YP.3; 42-45 Ka) e;

(4) o último aparecimento do plexo menadiforme (11,5 Ka). No intervalo de 21-0 cm correspondente ao Holoceno (Biozona Z) não foi possível o reconhecimento das subzonas Z1 e Z2 de Vicalvi (1999), mas foi possível o reconhecimento das demais subzonas corresponde Pleistoceno (Zona X) localizado entre 1000-911 cm.

Figura 10. Carta estratigráfica da Bacia de Santos com base no testemunho (JPC-95) estudado por Portilho-Ramos et al. (2006) mostrando a frequência dos táxons analisados, o número total de carapaças de foraminíferos planctônicos/g e o percentual de foraminíferos planctônicos/amostra. As biozonas reconhecidas: Z (Holoceno), Y (último glacial do Pleistoceno) e X (último interglacial do Pleistoceno) pela presença/ausência do plexo menardiforme; subzonas Y1 a Y5, pela ocorrência dos três níveis de desaparecimento do plexo Pulleniatina (biohorizontes YP1, YP2 e YP3).



Com o objetivo de reconhecer bioeventos com datum estratigráfico no talude continental da Bacia de Campos, Barbosa (2010) analisou 64 amostras provenientes de dois testemunhos. Nestas amostras foi possível identificar três biozonas de foraminíferos bentônicos que refletem os principais eventos paleoclimáticos do ultimo ciclo do Quaternário e que demonstraram boa correlação com as ecozonas de foraminíferos planctônicos W, Y e Z referidos atrás. São elas (Figura 11):

• ZonaGyroidinoides nitidula. Correlata à zona Z de Ericsson & Woolin (1968), representa um intervalo de aquecimento climático que marca o início do Holoceno. Foi definida considerando-se a amplitude de eventos combinados de acme e de aumentos significativos de frequência de Gyroidinoides nitidula, Ammodiscus gullmarensis, Haplophragmoides quadratus, Pyrgo murrhina e Pyrgoella sphaera. O padrão de distribuição das frequências de Haplophragmoides cf. bradyi, Lituotuba lituiformis, Spiroplectella aff. cylindroides, Cibicidoides wuellerstorfi e Quinqueloculina venusta foram considerados secundariamente na definição desta biozona por também exibirem valores representativos.

· Zona Nonionella auris. Correlata à zona Y de Ericsson & Woolin (1968). Corresponde ao últimoestágioglacialpleistocênico(~0,012–0,089Ma),representando,portanto,umintervalode intenso resfriamento climático. Foi definida pela combinação entre intervalos de eventos de acme e de aumentos marcantes de frequência de Nonionella auris, Siphotextularia rolshauseni, Angulogerina angulosa, Bolivina inflata, Bulimina elongata, Nonion pacificum e Paracibicides edomica. Secundariamente, também foram consideradas em sua definição, o comportamento representativo das frequências de Bolivina peseudogoiesii, Bolivina laevigata, Brizalina daggarius, Bulimina alazanensis, Buliminella elegantissina, Cassidelina complanata, Coryphostoma cf. C. malovensis, Coryphostoma midwayensis, Discorbinella bertheloti, Geminospira bradyi, Gyroidina umbonata, Pseudononion granuloumbilicatum, Sagrina pulchella, Sagrinella subspinescens, Robertina imperatrix, Triloculina tricarinata e Triloculinella chiastocytis.

• ZonaCibicidoides pachyderma. Correlata à zona X de Ericsson & Woolin (1968), está relacionada ao último estágio interglacial pleistocênico (~0,089 - 0,130 Ma), compreendendo, portanto, um intervalo de aquecimento climático relativamente longo, aparentemente marcado por condições de fundo estáveis, favoráveis ao desenvolvimento e diversificação da microfauna, o que se sugere pela rica associação de foraminíferos bentônicos registrada nesta seção. Para sua definição foram considerados eventos combinados de acme e de aumentos expressivos de frequência de Cibicidoides pachyderma, Gyroidina lamarckiana, Oridorsalis variapertura, Pyrgo murrhina, Pyrgoella sphaera, Rutherfordoides calliforniensis, Sigmoilopsis schlumbergeri, Siphouvigerina auberiana e Sphaeroidina bulloides. De forma secundária, também foram considerados na definição desta biozona o comportamento e os valores de frequência de Brizalina subaenariensis, Bulimina echinata, Cibicidoides cicatricosus, Cibicidoides wuellerstorfi, Islandiella australis, Osangularia bengalensis, Quinqueloculina venusta, Rutherfordoides mexicana e Triloculina consobrina.

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Figura 11. Zoneamento bioestratigráfico para o intervalo Pleistoceno Superior-Holoceno da bacia de Campos com base em foraminíferos bentônicos (Barbosa, 2010) e sua correlação com os zoneamentos de foraminíferos planctônicos de Berggren et al. (1995) e Vicalvi (1997). Geocronologia, magnetoestratigrafia e estágios isotópicos de oxigênio segundo Gibbard & Cohen (2008).

O zoneamento climático, estabelecido por Ferreira et al. (2012) a partir de foraminíferos planctônicos, para dois testemunhos coletados no talude da Bacia de Santos, usando as idades locais proposta por Vicalvi (1997, 1999), registrou as oscilações climáticas dos últimos ~620 ka (Tab. 02). Foram reconhecidas sete zonas e 14 subzonas, representadas por intervalos glaciais (zonas U, W e Y; subzonas U2, U1, W2, W1, Y2, Y1B e Y1A) e interglaciais (zonas T, V e X; subzonas V3, V2B, V2A, V1, X1 a X3) do Pleistoceno e Holoceno (Zona Z). O plexo Pulleniatina permitiu a divisão da subzona V2 em duas (V2B e V2A) e forneceu ao longo das subzonas V3 e V2 oito horizontes para a correlação regional.

O controle do sentido de enrolamento de Globorotalia truncatulinoides auxiliou o reconhecimento dos limites entre as subzonas U2/U1, V2B/V2A, X3/X2 e X2/X1, demonstrando ser uma ferramenta útil para o refinamento das zona/subzonas do Quaternário. A permanente presença de Globorotalia inflata sugeriu uma constante influência de águas frias e produtivas ao longo dos últimos ~620 ka, em especial na região sul da área de estudada (Figura 12).



Figura 12. Arcabouço biocronoestratigráfico do Quaternário da Bacia de Santos e abundância relativa média (%) das principais espécies (Ferreira et al. 2012).

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5. CONCLUSÃO

O padrão de distribuição das assembleias de foraminíferos tem sido utilizado com sucesso em interpretações ambientais e paleoambientais. Isto porque este grupo de organismos responde rapidamente às mudanças ambientais e possuem bom potencial de preservação no sedimento.

Para a utilização de foraminíferos como indicadores paleoclimáticos de um período geológico tão curto quanto o Quaternário, onde não houve grandes extinções e aparecimentos significativos, as metodologias têm que ser adaptadas. Grande parte dos estudos leva em consideração os fluxos migratórios em coluna d’água das espécies de hábito planctônico e as mudanças batimétricas das espécies de hábito bentônico. Considerando que, as mudanças de temperatura ao longo do Quaternário tanto da superfície quando do fundo foram semelhantes para os oceanos Atlântico e Pacífico, é impossível afirmar que os foraminíferos planctônico e bentônico podem indicar os efeitos dos períodos glaciais e interglacias nas nossas bacias marginais.

Associada às características ecológicas das espécies para as interpretações paleoclimáticas é utilizado a análise de O18 que fica retido nas carapaças dos foraminíferos. Nos períodos glaciais pode ser observado um aumento significativo de O18 nas carapaças em consequência da menor disponibilidade de O16 que fica aprisionado no gelo.

Nos estudos realizados com foraminíferos na plataforma continental e talude das Bacias de Pelotas, Santos Campos, Sergipe-Alagoas foi possível identificar biozonas (W, X, Y, Z) que refletem os principais eventos paleoclimáticos do Quaternário. O conhecimento da ecologia das espécies somado as estudos isotópicos permitiram compartimentar cada uma destas biozonas em subzonas que são o reflexo de eventos climáticos de menor magnitude.

O uso de assembleias de foraminíferos como indicadores de eventos paleoclimáticos vem demonstrando uma ferramenta eficiente de análise evolutiva das Bacias Marginais Brasileiras. Contudo, existe um consenso entre os autores, que novas sequências sedimentares do Quaternário do Atlântico Sul sejam investigadas, investindo-se em análises isotópicas calibradas e correlacionadas com a bioestratigráfia dos poços.

6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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FORAMINÍFEROS COMO INDICADORES PALEOCLIMÁTICOS DO QUATERNÁRIO DAS BACIAS MARGINAIS BRASILEIRAS

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