- Programa de Pós

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: GEOLOGIA MARINHA, COSTEIRA E SEDIMENTAR
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
A influência da Temperatura e da Calcificação na
variação de δ18O e δ13C e Sr/Ca no esqueleto do coral Mussismilia
braziliensis (Verrill 1868).
PRISCILA MARTI.S GO.ÇALVES
Salvador – Bahia
2010
Priscila Martins Gonçalves
A influência da Temperatura e da Calcificação na
variação de δ18O e δ13C e Sr/Ca no esqueleto do coral Mussismilia
braziliensis (Verrill 1868).
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-graduação
em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade
Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do
grau de Mestre em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Ruy Kenji Papa de Kikuchi
Salvador
2010
1
AGRADECIME.TOS
Ao professor Dr. Ruy Kenji Papa de Kikuchi, do Instituto de Geociências da UFBA, pela confiança e
orientação;
À coordenação do curso de Pós-Graduação em Geologia e aos funcionários Nilton Almeida dos Santos
e Gilsélio Reis Nascimento (in memorian) pela colaboração;
Aos membros da banca examinadora antecipadamente;
Ao Laboratório Para-Iso da Universidade Federal do Pará, ao professor Dr. Candido Moura e a todos o
funcionários deste laboratório;
Ao professor Dr. Iuri Muniz Pepe do Instituto de Física da UFBA pelo apoio;
A professora Drª. Maria do Rosário Zucchi do Instituto de Física Nuclear de UFBA pelo apoio durante
as análises isotópicas;
A Drª Marília de Dirceu Machado de Oliveira, pelos dados de calcificação e apoio;
A todos os meus professores do Instituto de Geociências que contribuíram com seus conhecimentos
geológicos para a minha formação;
Aos amigos e colegas Cristiano Muller, Lílian Mercês, Msc. Maria Cristina Rabelo Santedícola, Sônia
Figueiredo, Msc. Carolina Silva, Amanda Silva, Mariana Medeiros da Silva, Mayane e todos os outros
colegas do RECOR;
Aos meus pais, irmãs e Osmar pelo apoio incondicional.
2
RESUMO
A calcificação do esqueleto dos corais é controlada pela temperatura da água do mar, pela atividade
fotossintética dos simbiontes e pela alcalinidade da água do mar. Em função disso, esse esqueleto vem
sendo utilizado cada vez mais como um bom arquivo de condições ambientais.
A incorporação de isótopos de O e de C, além de elementos como o Sr são também controlados por
parâmetros oceanográficos, notadamente a temperatura, a salinidade e a turbidez (disponibilidade de
luz) da água do mar.
Estudos recentes realizados com várias espécies de corais de Abrolhos mostraram que a exemplo dos
corais de outros oceanos, essas espécies formam bandas de densidade com periodicidade anual.
Os objetivos deste estudo foram verificar o comportamento da incorporação das razões isotópicas δ18O
e δ13C e da razão geoquímica Sr/Ca no esqueleto do coral Mussimila braziliensis, verificar a influencia
de parâmetros climáticos na incorporação destes elementos, validar a razão isotópica δ18O como
indicador proxy de temperatura da superfície do mar (TSM) e relacionar com a razão geoquímica
Sr/Ca estudada por Santedicola (2008). Verificou-se também o comportamento do δ13C, δ18O e Sr / Ca
em relação à calcificação do esqueleto da espécie e quais os fatores que interferem nesse processo.
3
ABSTRACT
The calcification of coral skeletons is controlled by seawater temperature, the photosynthetic activity
of zooxanthellae and the alkalinity of sea water. As a result, this skeleton has been used increasingly as
a good environmental conditions archive.
The incorporation of isotopes of O and C, along with elements such as Sr are also controlled by
oceanographic parameters, mainly temperature, salinity and turbidity (light availability) of seawater.
Recent studies with various species of corals from Abrolhos reefs showed that as occurs in other
oceans, these species form density bands on an annual basis.
The objectives of this study was to assess the incorporation of isotopic ratios δ18O and δ13C and the
ratio Sr/Ca in the skeleton of the coral Mussimila braziliensis to check the influence of climatic
parameters on the incorporation of these elements, validate the isotope ratio as an indicator δ18O proxy
of sea surface temperature (SST) and correlate it with the geochemical ratio of Sr/Ca, studied by
Santedicola (2008). It was also assessed the behavior of δ13C, δ18O and Sr/Ca in relation to this
calcification of the species and what factors affected this process.
SUMÁRIO
RESUMO
ABSTRACT
AGRADECIME.TOS
SUMÁRIO....................................................................................................
VI
Í.DICE DE FIGURAS...............................................................................
VIII
Í.DICE DE TABELAS...............................................................................
X
1. I.TRODUÇÃO........................................................................................
1
1.1 Objetivos.................................................................................................
3
1.1.1 Objetivo Geral.....................................................................................
3
1.1.2 Objetivo Específico.............................................................................
3
2. FU.DAME.TAÇÃO TEÓRICA..........................................................
4
2.1 Estratigrafia e Esclerocronologia.........................................................
4
2.2 Variabilidade Ambiental x Mudanças Globais...................................
5
2.3 Interferências na Biomineralização......................................................
8
2.4 Bandamentos, Taxa de Extensão Linear e Calcificação.....................
9
2.5 Termômetros Geológicos.......................................................................
12
2.6 Indicadores de Temperatura em Esqueleto de Corais.......................
13
2.6.1 Razões Geoquímicas e Razões Isotópicas..........................................
14
2.6.1.1 Sr/Ca..................................................................................................
15
18
2.6.1.2 δ O....................................................................................................
16
2.6.1.3 δ13C....................................................................................................
17
2.6.2 Outros marcadores de TSM...............................................................
18
3. ISÓTOPOS DE C E O EM AMBIE.ETS MARI.HOS.....................
19
3.1 O Sistema carbonático na água do mar...............................................
19
3.2 Os Isótopos Estáveis de Carbono e Oxigênio.......................................
24
3.3 .otações e Padrões.................................................................................
26
3.4 Geotermometria Isotópica.....................................................................
27
4. CARACTERÍSTICAS DA ÁTEA DE ESTUDO..................................
28
4.1 Localização.............................................................................................
28
4.2 Clima e Parâmetros Oceanográficos....................................................
29
VI
2
5. METODOLOGIA....................................................................................
31
5.1 Coleta do testemunho de coral Mussismilia braziliensis (Verril
1868)..............................................................................................................
31
5.2 Preparação do testemunho....................................................................
33
5.3 Obtenção dos dados das bandas de densidade nas radiografias........
33
5.4 Preparação das Amostras......................................................................
34
5.4.1 Metodologia utilizada para obtenção das análises químicas...........
35
5.4.2 Metodologia utilizada para obtenção dos isótopos estáveis............
39
5.5 Tratamento de dados de temperatura..................................................
49
5.6 Dados de Pluviosidade...........................................................................
51
5.7 Dados de Calcificação............................................................................
52
5.8 Dados de El .iño....................................................................................
52
5.9 Metodologia para construção de gráficos............................................
52
6. RESULTADOS.........................................................................................
53
6.1 Comportamento da TSM em períodos de El .iño e La .iña em
Abrolhos........................................................................................................
53
6.2 Comportamento da Pluviosidade em períodos de El .iño e La
.iña em Abrolhos.........................................................................................
55
6.3 δ18O X TSM X Pluviosidade e a Climatologia.....................................
56
6.4 Sr/Ca X TSM e Sr/Ca X δ18O................................................................
61
6.5 (Sr/Ca- δ18O) e a Salinidade..................................................................
64
13
6.6 δ C X TSM e a Pluviosidade................................................................
65
6.7 Estudo da relação entre a calcificação e δ13C, δ18O e Sr/Ca..............
66
7. DISCUSSÃO.............................................................................................
71
8. CO.SIDERAÇÕES FI.AIS..................................................................
77
9. REFERÊ.CIAS BIBLIOGRÁFICAS...................................................
78
10. APÊ.DICES...........................................................................................
88
A.EXO.......................................................................................................
98
VII
3
Í.DICE DE FIGURAS
Figura 2.1 Esqueleto do Coral mostrando elementos da meso-arquitetura......
9
Figura 2.2 Imagem do raio X do testemunho da espécie Mussismilia
braziliensis...........................................................................................................
10
Figura 2.3 Esquema ilustrativo do CO2 na calcificação do esqueleto do coral....
12
Figura 3.1 a e b (a) Ciclo do carbono e (b) Ciclo do oxigênio.............................
23
Figura 4.1 Mapa de Localização da Área de Estudo............................................
30
Figura 5.1 Imagem mostrando o momento da coleta do testemunho do coral
Mussimilia braziliensis.........................................................................................
31
Figura 5.2 Corte feito na colônia do coral............................................................
32
Figura 5.3 Testemunho coletado..........................................................................
32
Figura 5.4 Posicionamento do testemunho para a radiografia.............................
34
Figura 5.5 Radiografia digitalizada......................................................................
34
Figura 5.6 Corte do testemunho...........................................................................
35
Figura 5.7 Amostras na placa aquecedora............................................................
36
Figura 5.8 Estufa..................................................................................................
37
Figura 5.9 Dessecador..........................................................................................
37
Figura 5.10 Espectrômetro de Emissão Ótica, acoplado a um plasma de
argônio induzido...................................................................................................
38
Figura 5.11 Material utilizado para preparação física das amostras de isótopos
estáveis.................................................................................................................
40
Figura 5.12 Testemunho CAB 2..........................................................................
41
Figura 5.13 Testemunho sendo furado.................................................................
41
Figura 5.14 Frascos Eppendorfs com as amostras...............................................
42
Figura 5.15 Amostras sendo transferidas para ampolas de vidro.........................
42
Figura 5.16 Imagens do amostrador.....................................................................
43
Figura 5.17 Equipamento Kiel.............................................................................
44
Figura 5.18 Balão com ácido fosfórico................................................................
44
Figura 5.19 Amostras sendo colocadas no Kiel...................................................
44
VIII
4
Figura 5.20 Espectrômetro de Massa..................................................................
45
Figura 5.21 Princípio Físico do Espectrômetro de Massa....................................
46
Figura 5.22 Gráfico com dados isotópicos e extensão linear...............................
47
Figura 5.23 Figura demonstrando o procedimento adotado para
selecionamento dos pontos referentes aos meses do ano.....................................
48
Figura 6.1 Gráfico da TSM em Abrolhos (Anual)...............................................
54
Figura 6.2 Gráfico da Pluviosidade em Abrolhos (Anual)...................................
55
Figura 6.3 Gráfico do comportamento do δ18O em relação à TSM (Mensal)......
56
Figura 6.4 Gráfico do Comportamento do δ18O e Pluviosidade (Mensal)..........
58
18
Figura 6.5 Gráfico Climatológico do comportamento do δ O e TSM................
59
Figura 6.6 Gráfico Climatológico do δ18O, TSM e Pluviosidade........................
60
Figura 6.7 a e b Dispersão entre δ18O e TSM......................................................
61
Figura 6.8 Gráfico do comportamento entre Sr/Ca e TSM (Anual).....................
62
Figura 6.9 Gráfico do comportamento do δ18O e Sr/Ca (Anual).........................
63
Figura 6.10 Gráfico do comportamento entre Sr/Ca - δ18O X Pluviosidade
(Anual).................................................................................................................
64
Figura 6.11 Gráfico do comportamento do δ13C e a Pluviosidade (Anual).........
65
Figura 6.12 Gráfico do comportamento do δ13C e a Calcificação (Anual)..........
67
Figura 6.13 Gráfico da Pluviosidade em Abrolhos (Anual).................................
68
Figura 6.14 Gráfico da Pluviosidade em Alcobaça (Anual)................................
68
18
Figura 6.15 Gráfico do comportamento do δ O e a Calcificação (Anual)..........
69
Figura 6.16 Gráfico do comportamento do Sr/Ca e a Calcificação (Anual)........
70
IX
5
Í.DICE DE TABELAS
Tabela 2.1 Relação de Episódios de El Niño e La Niña....................................
7
Tabela 5.1 Dados de Temperatura da Superfície do Mar..................................
49
Tabela 5.2 Valores Anuais de Pluviosidade de Abrolhos e Alcobaça e
Valores Máximos Mensais de Pluviosidade de Alcobaça.................................
X
51
1. I.TRODUÇÃO
Os recifes de coral encontram-se entre os ecossistemas marinhos mais importantes,
fornecendo alimento, servindo como habitat para outras espécies, suportando a indústria turística e
atuando como barreiras contra a ação das ondas e erosão costeira. Essas estruturas tem despertado
grande interesse devido aos processos biológicos de calcificação e fotossíntese, os quais sofrem
influência das mudanças climáticas globais (Gattuso et al. 1999).
Os corais são registros de parâmetros ambientais particularmente úteis, pois, são
amplamente distribuídos, podem ser datados e contém um largo arranjo de traços geoquímicos e
isotópicos em seu esqueleto.
A calcificação do esqueleto dos corais é controlada pela temperatura da água do mar, pela
atividade fotossintética de seus simbiontes e pela alcalinidade da água do mar. Em função disso, esse
esqueleto vem sendo utilizado, cada vez mais, como um bom arquivo de condições ambientais da água
durante a sua formação. A incorporação de isótopos de O e de C, além de elementos como o Sr são,
também, controlados por parâmetros oceanográficos, notadamente a temperatura, a salinidade e a
turbidez (disponibilidade de luz) da água do mar. Sendo assim, tornam-se indicadores “proxies” desses
parâmetros antigos da superfície oceânica.
Estudos recentes realizados com espécies de corais de Abrolhos mostraram que a exemplo
de corais em outros oceanos, essas espécies formam bandas de densidade com periodicidade anual
(Kikuchi et al. submetido) e que desde meados da década de 1980 a calcificação reduziu cerca de 10%
em relação à média obtida no século XX (Oliveira 2007).
No centro do debate mundial sobre as mudanças climáticas aparece o recente relatório do
IPCC (International Panel for Climate Change), que traz uma atualização sobre as mudanças nas
condições climáticas e oceanográficas que podem ocorrer nos próximos 100 anos. Na zona costeira e
nas plataformas continentais os efeitos mais sensíveis são as alterações na temperatura da superfície do
mar e no nível relativo do mar. As alterações na temperatura da água do mar não são homogêneas e
informações originárias das regiões tropicais ainda são escassas.
As alterações na composição da atmosfera devem produzir, também, mudanças na
composição da água do mar e, principalmente, na calcificação de organismos que retiram carbonato da
água do mar para produzirem suas estruturas.
2
Os prognósticos sobre o comportamento dos parâmetros ambientais são feitos com base em
modelos que se baseiam nas condições atuais e passadas do clima do planeta. Para que esses modelos
sejam aprimorados, séries históricas da temperatura e da salinidade, entre outros aspectos, são
fundamentais. Registros instrumentais da temperatura atmosférica remontam a, no máximo, cerca de
150 anos. O aumento dessas séries é possível através da utilização dos arquivos naturais, através de
indicadores geoquímicos e isotópicos, principalmente. Assim, os corais que calcificam seus esqueletos
em taxas que variam de aproximadamente 3 a 15 mm anuais, podem ser utilizados para esse fim. A
precipitação do esqueleto de carbonato se dá também com alterações sazonais da densidade desse
esqueleto, o que possibilita o estabelecimento de uma cronologia bastante precisa do seu crescimento e
da variação do conteúdo geoquímico e isotópico.
Entre os efeitos que a elevação da temperatura das águas oceânicas pode provocar nos
corais está o branqueamento. Esse fenômeno pode afetar a taxa de calcificação dos corais e ser
registrado tanto na mudança da extensão linear como na densidade dos corais. As anomalias térmicas
devem ser impressas nos geotermômetros (δ18O, δ13C e razões de Sr/Ca), mas não se sabe como
alterações e anomalias na calcificação podem interferir nesse comportamento.
Apesar desses registros climáticos terem suas limitações, os corais ainda continuam sendo
um bom indicador em relação ao custo e a eficácia das ferramentas que temos para desenvolver
registros de variabilidade ambiental ao longo do tempo.
Na verdade o conjunto de traços isotópicos e geoquímicos dos corais, também podem ser
encontrados em diversos organismos marinhos como foraminíferos e radiolários os quais tem
contribuído para o campo da Paleoceanografia. Com isso, muitas tentativas vêm sendo feitas para
reconstruir as temperaturas dos oceanos no passado, a partir dos registros de acumulações de carapaças
de foraminíferos preservadas em sedimento de mar profundo, com base no conhecimento nos controles
de temperatura sobre associações de foraminíferos atuais.
A escolha dos corais para este trabalho deve-se ao fato desses organismos registrarem
marcas de crescimento, as quais podem ser contadas para a obtenção das idades das colônias. Além
disso, o crescimento reflete a ação concentrada de fatores ambientais e dos fatores endógenos
(genéticos) que afetam o organismo. Conhecendo-se a taxa de crescimento do organismo, é possível
determinar espessuras de carbonato de cálcio que correspondem a intervalos de tempo anuais.
A recuperação de dados do paleoclima a partir de parâmetros biogeológicos é importante
para avaliar modelos climáticos e para entender as causas das flutuações do clima do passado.
Estes “proxies” são também indicadores paleoclimáticos importantes na avaliação das
perturbações da variabilidade climática natural causada pela ação antropogênica. Dessa forma, uma
3
melhor compreensão do clima favorece o estudo de grandes eventos do sistema climático global, por
exemplo, o El iño. Esses eventos naturais têm importância sócio-econômica devido aos seus efeitos
em grande escala na prevenção das secas, inundações e tempestades.
Neste contexto torna-se importante o desenvolvimento de procedimentos para recuperação de
registros ambientais proxy confiáveis a partir dos corais construtores de recifes na costa brasileira. A
seleção da espécie Mussismilia braziliensis (Verrill, 1868) para este estudo pioneiro no âmbito
brasileiro deveu-se à sua importância como uma das principais espécies construtoras dos recifes da
costa brasileira, sendo endêmica na costa da Bahia. Este estudo analisará as relações de Sr/Ca, δ18O e
δ13C em cerca de 720 amostras esqueléticas de M. braziliensis obtidas em testemunhos coletados no
Parcel de Abrolhos como indicadores de temperatura da superfície do mar (TSM) durante seu
crescimento, fazendo uma abordagem com a influência da taxa de calcificação com a incorporação dos
mesmos. Para esse propósito será necessário avaliar as concentrações dos isótopos acima citados,
calcular o valor das razões anuais, semestrais e de intervalos menores, diagramar em gráficos os
valores elementares e isotópicos encontrados e correlacionar os mesmos com os dados instrumentais
de temperatura da superfície do mar registrados. Será construído, também, gráficos que relacionem o
comportamento da taxa de calcificação com os isótopos estáveis estudados.
1.1
Objetivos
1.1.1 Objetivo Geral
Este estudo tem como objetivo geral contribuir para a validação do uso das razões geoquímica
do Sr/Ca e isotópicas δ18O no esqueleto da espécie de coral Mussismilia braziliensis como
geotermômetros da superfície da água do mar na costa tropical brasileira, avaliar a relação do δ13C
com parâmetros que influenciam a luz disponível para o crescimento dos corais. Além disso, pretendese verificar a relação dos isótopos estáveis de oxigênio e carbono com a calcificação do esqueleto
dessa espécie de coral.
1.1.2 Objetivos Específicos
(i) Verificar a existência de relações entre as razões do estrôncio- cálcio (Sr/Ca) e dos isótopos
estáveis de oxigênio e carbono (18O e 13C);
(ii) Construir diversas relações temporais com os dados geoquímicos e isotópicos;
4
(iii) Avaliar se os isótopos estáveis de oxigênio e carbono possuem relação com a temperatura
da superfície do mar e outros parâmetros ambientais ligados à disponibilidade de luz (pluviosidade);
(iv) Verificar se a variação na taxa de calcificação dos corais dessa espécie influencia a
incorporação dos isótopos estáveis.
2.FU.DAME.TAÇÃO TEÓRICA
2.1 Estratigrafia e Esclerocronologia
Ainda que a Estratigrafia normalmente dê ênfase ao estudo das rochas sedimentares, pode-se
utilizar princípios relacionados a essa ciência para servir como ferramenta no estudo de reconstituição
da temperatura da superfície do mar (TSM) utilizando estruturas biogênicas como corais, desde que
elas estejam organizadas em camadas que se dispõem umas sobre as outras, imposta pelo seu processo
de crescimento. Nestas circunstâncias, de acordo com o princípio da superposição, cada camada é mais
jovem que a subjacente e mais velha que a sobrejacente.
A Esclerocronologia engloba, além da estimativa da idade de um organismo através da
contagem de características repetidas em suas estruturas calcificadas, o estudo das variações químicas
e físicas no tecido rígido produzido pelo crescimento do organismo, e o contexto temporal em que foi
formado. A Esclerocronologia enfoca principalmente os padrões de crescimento que refletem
incrementos anuais, mensais, quinzenais, associados às marés, diários ou infradiários, delimitados por
um conjunto de marcadores ambientais e astronômicos. Exemplos familiares incluem bandamento
diário em corais ou anéis de crescimento anuais em valvas de moluscos. A Esclerocronologia é
análoga à Dendocronologia, o estudo de anéis de crescimento anual em árvores e de modo similar,
procura deduzir a história de vida do organismo e reconstruir registros de variações e mudanças
climáticas tanto na dimensão espacial como na temporal.
Os primeiros estudos feitos usando técnicas da Dendocronologia, a qual serviu como base para
a Esclerocronologia, foram feitos através da determinação de idade nas árvores através da contagem de
anéis anuais há mais de 500 anos. Leonardo da Vinci e Montaigne (1580-1581) fazem referência a isto.
Muito tempo depois, a determinação da idade nos peixes foi iniciada. O monge sueco Hederström em
1759 foi o primeiro a propor, num tratado do século XVIII, que os anéis vertebrais poderiam ser
contados para a determinação da idade nos peixes. No entanto, só no final do século XIX foram feitas
as primeiras tentativas bem sucedidas de determinação da idade desse grupo de animais.
A partir daí, utilizando-se o princípio da estimativa da idade através da contagem das
características repetidas em estruturas calcificadas (esclerocronologia), foram feitos estudos em
5
moluscos, aos quais se seguiram os estudos em corais. Cada ciclo de crescimento dos corais
corresponde a um par de bandas, sendo uma de baixa e outra de alta densidade (Knutson et al., 1972).
A identificação e o estudo de tais bandas que podemos chamar de unidades cronoestratigráficas
(síncronas), que são conjunto de estratos formados quase que instantaneamente durante um
determinado intervalo de tempo geológico, sendo balizadas por superfícies concordantes, visam
formular um sistema de referência para o registro geológico de eventos relacionados à mudança de
temperatura na superfície dos oceanos com o passar dos anos.
Características das bandas dos corais, que podem ser detectadas, podem ser usadas na
Estratigrafia como ferramenta de correlação entre recifes de áreas diferentes, tendo identificado o ano
de crescimento da banda.
Os corais são muito sensíveis às mudanças ambientais, como mudanças de temperatura ou
concentração de sedimento em suspensão na água do mar. Trabalhos de Weber (1973) enfatizam a
temperatura como um fator de controle da banda durante sua formação e relatam a formação de bandas
de alta densidade coincidentes com períodos de águas mais aquecidas. Assim, a Esclerocronologia
permite datar o início e a variação de eventos geológicos que ocorreram durante a formação desses
organismos.
Além disso, cronocorrelações de caráter local podem ser feitas, quando estudos nas mesmas
espécies são realizados e comparados entre organismos que estão separados a grandes distâncias. Será
possível estabelecer a conformação das unidades à extensão geográfica ao longo da área estudada, em
outras palavras, a análise dessas sucessões que evoluíram ao longo dos anos localizadas em áreas
distintas nos permitirá ter uma visão integrada de um ou mais parâmetros do ambiente de
sedimentação. Assim, as bandas e suas características são interpretadas como resultado de uma
interação de fatores climáticos e de produção de sedimento carbonático (suprimento sedimentar), com
isso podemos definir esse trabalho como uma Estratigrafia por eventos.
2.2 Variabilidade Ambiental X Mudanças Globais
As diferenças regionais do planeta são marcadas de acordo com as características fisiográficas,
oceanográficas, climáticas, biológicas e ações antrópicas locais.
As mudanças globais que o planeta vem enfrentando deixarão uma resposta em cada ambiente
que for investigado ou estudado. As mudanças climáticas ocorridas em cada região constituem uma
importante variável para tais mudanças globais.
6
O clima é uma importante variável desse sistema, pois interfere no andamento de outros fatores
como na circulação dos ventos, na temperatura da água, na preservação de espécies, na fisiografia dos
continentes e na vida em todo planeta.
O El iño é um fenômeno atmosférico-oceânico caracterizado pelo aquecimento anormal das
águas do Oceano Pacífico Tropical e pode afetar o clima globalmente, mudando os padrões de ventos,
e conseqüentemente, altera o regime de chuvas em regiões tropicais e latitudes médias (Cane 1986,
2005). O fenômeno não apresenta uma periodicidade determinada, pode acontecer em intervalos que
variam entre três e sete anos. Este evento é responsável pela maioria das anomalias climáticas que
acontecem em diversas regiões do Globo (Cane, 2005).
Ao final de um evento de El iño ocorre o fenômeno de La iña (Tabela 2.1). Este apresenta
características opostas ao El iño. La iña é um fenômeno oceano-atmosférico, que se caracteriza por
um esfriamento anormal nas águas superficiais do oceano Pacífico Tropical e acredita-se que seus
efeitos, em regra geral, são menos danosos ao ambiente do que os do El iño.
Os oceanos são um dos mais importantes ecossistemas do planeta, e o clima é o fator que
controla a temperatura da sua superfície, portanto qualquer mudança no clima pode ser refletida nas
espécies que habitam esse ecossistema, como os corais.
Os corais são organismos extremamente sensíveis às mudanças no clima. Com a perspectiva de
se poder investigar aspectos relacionados às mudanças ambientais globais, podem ser estudados os
reflexos dessas alterações percebidas em organismos como corais.
Os corais são uma ferramenta precisa para o estudo de mudanças ambientais, pois, além de
serem extremamente sensíveis, eles registram em camadas que se sobrepõem ano a ano, as quais
podem ser datadas, características peculiares que possibilitam o estudo da variação da quantidade de
elementos químicos durante o ano, conseqüentemente inferindo-se mudanças climáticas ocorridas na
área onde vivem ou viveram os corais.
Além do estudo da variabilidade climática passada, aprofundando a pesquisa e com o auxilio
de monitoramento de parâmetros físicos, químicos e biológicos, pode-se identificar causas para as
alterações ambientais, permitindo a identificação de alterações de origem que possa ser controlada por
ações de gestão ambiental de curto e médio prazos.
7
Tabela2.1. Relação de episódios de El Niño e La Niña de 1877 a 2003.
Intensidade desses períodos foi medido pelo Índice de Oscilação Sul
(IOS), que é a diferença média da pressão ao nível do mar entre os
setores do centro-leste (Taiti/Oceania) e oeste (Darwin/Austrália) do
Pacífico
Tropical.
Esse
índice
está
relacionado
ao
aquecimento/resfriamento das águas na região. (http://ciram.epagri.rctsc.br) in Oliveira 2007.
El iño
Intensidade
La iña
Intensidade
1877-1878
Forte
1886
Forte
Moderada
1903-1904
Forte
1896-1897
Forte
1906-1908
Forte
1899
Forte
1909-1910
Forte
1902-1903
Forte
1916-1918
Forte
1905-1906
Forte
1924-1925
Moderada
1911-1912
Forte
1928-1929
Fraca
1913-1914
Moderada
1938-1939
Forte
1918-1819
Forte
1949-1951
Forte
1923
Moderada
1954-1956
Forte
1925-1926
Forte
1964-1965
Moderada
1932
Moderada
1970-1971
Moderada
1939-1941
Forte
1973-1976
Forte
1946-1947
Moderada
1983-1984
Fraca
1951
Fraca
1984-1985
Fraca
1953
Fraca
1988-1989
Forte
1957-1959
Forte
1995-1996
Fraca
1963
Fraca
Fraca (98-99)
1965-1966
Moderada
1998-2001
Fraca (99-00)
1968-1970
Moderada
Moderada (00-01)
1972-1973
Forte
1976-1977
Fraca
1977-1978
Fraca
1979-1980
Fraca
1982-1983
Forte
1986-1988
Moderada
1990-1993
Forte
1994-1995
Moderada
1997-1998
Forte
2002-2003
Fraca
8
2.3 Interferências na Biomineralização
Longos períodos na Terra foram dominados por clima quente (greenhouse time) que é
caracterizado por altos níveis de dióxido de carbono. Estes tempos mais quentes foram interrompidos
pelas extensões de clima icehouse, caracterizado por temperaturas frias, gelo cobrindo parte dos
continentes, mar baixo e por níveis baixos de dióxido de carbono.
A principal extensão do clima icehouse ocorreu no Paleozóico, retornando à circunstâncias
mais quentes no Mesozóico médio.
Fatores importantes como a temperatura da água do mar, sua composição química e a própria
fisiologia dos organismos, parecem controlar a mineralogia dos carbonatos biogênicos. Os carbonatos
esqueléticos são compostos de aragonita, calcita com alto teor de magnésio e calcita com baixo teor de
magnésio, em alguns casos com a mistura de dois desses minerais. A calcita com baixo teor de Mg é
mais estável, ou seja, ela possui menor potencial diagenético e geralmente retém sua geoquímica
original de baixo Mg, Na, Sr, Fe, Mn; já a calcita com alto teor de Mg é menos estável, geralmente
perde quase todo seu Mg na diagênese e com isso o Na e o Sr provavelmente saem também, porém o
Fe e o Mn podem ser incorporados.
Com a compilação da mineralogia de organismos através do Fanerozóico, Wilkinson (1979)
apud Tucker & Wrigh (1990) demonstra que durante o Paleozóico a maioria dos organismos
bentônicos, a exemplo dos corais da ordem Rugosa, produziram esqueletos de calcita, com apenas
alguns moluscos segregando aragonita. Em contraste no Mesozóico, os moluscos bentônicos que
segregam aragonita e os corais escleratíneos foram mais importantes. Conseqüentemente, nas rochas
calcáreas bioclásticas de águas rasas do Paleozóico há predominância por calcita e no Mesozóico uma
mistura de calcita e aragonita, sendo a última predominante. Assim pode-se perceber que uma das mais
notáveis mudanças na mineralogia dos esqueletos marinhos ocorre ao longo do limite Permiano –
Triássico, o qual parece ter sido marcado pela passagem de um icehouse para greenhouse time, quando
organismos dominados por calcita abriram caminho para os grupos Mesozóicos predominantemente
com esqueletos aragoníticos.
Tem havido muita discussão sobre a causa do evento de extinção do final do Permiano, quando
cerca de 90% das espécies marinhas morreram, mas existem evidências de que a água do mar do
Triássico tenha maior teor de SO-24, temperatura mais elevada e possivelmente maior razão Mg/Ca.
Esses fatores teriam promovido o desenvolvimento do esqueleto aragonítico quando a produtividade
biológica retornou ao normal após o evento de extinção (Railsback & Anderson (1987) apud Tucker e
Wrigh (1990).
9
2.4 Bandamentos, Taxa de Extensão Linear e Calcificação
Corais da ordem Scleractinia formam um exoesqueleto sob a base dos pólipos, o qual é formado
por lâminas de cristais de carbonato de cálcio, constituídos por fibras de aragonita. Barnes & Devereux
(1988) propuseram três termos para a organização da arquitetura dos esqueletos dos escleractíneos: a)
a micro-arquitetura que se refere à disposição e organização das agulhas ou cristais de aragonita dentro
dos elementos esqueléticos que formam o esqueleto dos corais; b) a meso-arquitetura que é definida
pela disposição em que os elementos esqueléticos (teça, septos, columela, dissepmentos, costa)
formam o coralito, a unidade fundametal da colônia de coral; e c) a macro-arquitetura que trata da
disposição dos coralitos dentro da colônia.
A figura 2.1 exibe os elementos esqueléticos da meso-arquitetura do esqueleto do coral onde a
sustentação e proteção da coluna do pólipo (p) são mantidas pelo coralito (cl). Este é formado por uma
coluna envolvida por uma parede dura, a teca (t) que é interceptada por lâminas verticais que irradiam
para o centro do coralito, os septos radiais (s). A extensão do septo ao longo da parte externa da teça é
denominada de costa (ct). Lobos paliformes (pl) são protuberâncias dos septos. As extensões dos lobos
paliformes encontram-se no centro do coralito para formar uma estrutura axial central, a columela
(cm). Os dissepimentos (d) são lâminas horizontais finas adicionadas ao esqueleto em intervalos
regulares (mensais) (Oliveira, 2007).
Figura 2.1- Esqueleto do coral mostrando elementos da meso-arquitetura e localização do pólipo (p)
assentado no coralito (cl). Teça (t); os septos radiais (s); Lobos paliformes (PL); a columela (cm); os
dissepmentos (d); cenósteo (c); costa (ct). A seta mostra regiões de calcificação, na interface entre o
tecido e o esqueleto. (Fonte: Cohen & McConnaughey 2003, adaptada de Veron 1986)
10
O crescimento da colônia do coral envolve o aumento do seu tecido e do seu esqueleto. O
crescimento do tecido envolve o aumento do número de pólipos que compõem a colônia. A divisão
dos pólipos ocorre quando eles alcançam o seu diâmetro máximo, que é característico para cada
espécie de coral (Merks et al. 2004). Os pólipos constroem um esqueleto externo de aragonita,
formando lâminas calcarias sob a sua base. Uma vez que o esqueleto é depositado pelo tecido do
pólipo, o crescimento do tecido e do esqueleto do coral estão intimamente ligados (Cohen & Mc
Connaughey 2003, Merks et al. 2003, Merks et al. 2004), embora não sejam, necessariamente,
controlados ou limitados pelos mesmos fatores ambientais (Barnes & Lough 1992)
O crescimento dos corais maciços ocorre de forma contínua, formando esqueleto calcário,
caracterizado por apresentar padrões de bandas de densidades anual (Figura 2.2) descritas por Knutson
et al. (1972). As alterações nas densidades dessas bandas são influenciadas pelas variações de
condições ambientais e climáticas. Sendo assim, os esqueletos dos corais apresentam bandas de baixas
e de altas densidades. Essas regiões são visíveis em radiografias, onde um par de bandas clara (alta
densidade) e escura (baixa densidade), representam um ano de crescimento (Knutson et al. 1972).
Alta densidade
Baixa densidade
Figura 2.2 – Imagem de raio-X do testemunho da espécie Mussismilia braziliensis ilustrando
as bandas de crescimento. As faixas claras representam alta densidade e as faixas escuras baixa
densidade.
11
Barnes & Lough (1993), descreveram três principais processos envolvidos no crescimento do
esqueleto do coral, que contribuem para a formação das bandas de densidade: a) a adição de um novo
esqueleto na superfície mais externa da colônia; b) o espessamento do esqueleto originado e c) a
elevação abrupta e periódica, aproximadamente a cada mês, da margem mais inferior da camada do
tecido do coral (epitélio calicoblástico), associada com a formação de novo esqueleto.
A partir da descoberta de Knutson et al. (1972), como dito anteriormente, foi possível
calcular a idade das colônias e a média de crescimento do esqueleto dos corais, medido através da
extensão linear de suas bandas de densidade. Corais chegam a viver por vários séculos, durante os
quais, calcificam continuamente, gerando camadas no esqueleto (bandas de densidade) registrando as
condições marinhas. As informações que ficam armazenadas no seu esqueleto podem ser estudadas
pelas características do crescimento das bandas de densidade (extensão linear, densidade e
calcificação) e assim, identificar os principais fatores ambientais responsáveis pelo controle do
crescimento do coral (Lough & Barnes 1992).
Informações ambientais são impressas e estocadas no esqueleto calcário dos corais e
avaliadas pelas características do seu crescimento (extensão linear das bandas, densidade das bandas e
calcificação). Através da medida da extensão linear dessas bandas, bem como da sua densidade e da
taxa de calcificação podemos inferir os possíveis impactos no ecossistema recifal provocados pelas
alterações dos fatores ambientais, das ações antropogênicas e das mudanças climáticas (Oliveira 2007).
A calcificação do esqueleto dos corais que leva à formação, ao crescimento e à manutenção
dos recifes de corais está ligada à luz e a uma delicada relação de simbiose dos corais com as algas
zooxantelas.
A fotossíntese e a calcificação podem ocorrer simultaneamente, e ambos os processos
consomem carbono inorgânico (Barnes & Chalker 1990; Gattuso et al. 1999; Furla et al. 2000). Este
carbono inorgânico é usado pelo animal hospedeiro para depositar carbonato de cálcio (CaCO3) e pela
simbionte, para realizar a fotossíntese.
A calcificação e a fotossíntese retiram o carbono da água do mar e do carbono inorgânico
metabólico dissolvido (DIC metabólico) (Figura 2.2). O carbono utilizado pelas algas, no processo de
fotossíntese, é retirado, principalmente do carbono inorgânico do bicarbonato (HCO3-) da água do mar
(Gattuso et al. 1999) e do CO2 produzido pela atividade metabólica do hospedeiro (Figura 2.2),
enquanto que na calcificação, estudos realizados por Furla et al. (2000) sugerem que o CO2
metabólico é a principal fonte de carbono inorgânico dissolvido para a calcificação. Cerca de 70 a 75%
12
do total da deposição de CaCO3 é proveniente do CO2 metabólico, enquanto que apenas 25 a 30% se
origina do meio externo, do bicarbonato (HCO3-) da água do mar Furla et al. 2000).
Figura 2.3- Esquema ilustrativo dos caminhos percorridos pelo CO2 na calcificação do esqueleto dos
corais. (Fonte: Delbeek & Sprung 1994, modificado de Goreau 1959).
2.5 Termômetros Geológicos
Os mais conhecidos termômetros geológicos são os minerais, que de acordo com suas
características podem ajudar na identificação do ambiente onde determinada rocha foi formada e por
quais alterações ela passou durante o tempo.
A formação de qualquer mineral e mesmo de qualquer associação mineral é caracterizada pela
temperatura e pressão ambientais em que se originou.
Outro aspecto essencial na formação de um mineral é a presença de elementos químicos e suas
respectivas quantidades disponíveis no ambiente. Quanto a este último aspecto, a presença de
determinados elementos químicos depende de três fatores: origem magmática juvenil ou magmática
por fusão de rochas pré-existentes e transporte e mecanismo de concentração. Portanto, a temperatura
de formação dos minerais e das respectivas associações pode ser inferida, com certa precisão, por meio
dos termômetros geológicos. O processo de formação e as condições de temperatura em que se
originam os minerais ficam impressos na respectiva textura e estrutura mineral.
No caso da Sedimentologia, podemos utilizar fósseis e estruturas sedimentares preservadas nas
rochas, para identificar o ambiente onde foi formada. De uma forma semelhante acontece com os
corais. Durante a precipitação da aragonita, esta absorve elementos do meio, como por exemplo, o Sr
13
da água do mar, cuja razão (Sr/Ca) pode ser indicadora da temperatura durante sua precipitação
(Weber 1973).
O uso da razão Sr/Ca e do δ18O nos corais para reconstrução da curva de temperatura dos
oceanos tem recebido a maior atenção, embora vários outros elementos tenham sido propostos, mais
notadamente Mg/Ca (Oomori et al., 1982; Mitsuguchi et al., 1996) e U/Ca (Min et al., 1995 e Dunbar.,
1995).
A reconstrução das temperaturas da superfície do mar (TSM) passadas é um problema clássico
da paleooceanografia e fundamental para o entendimento dos mecanismos das mudanças climáticas.
2.6 Indicadores de Temperatura no Esqueleto de Corais
Um maior entendimento dos parâmetros ambientais nos quais os corais se desenvolvem é vital
para a interpretação dos dados geoquímicos e isotópicos obtidos a partir do seu esqueleto. Todos os
corais recentes são marinhos e vivem em águas de boa circulação que lhes suprem os nutrientes e
oxigênio necessários; além disto, não toleram grande aporte de sedimento. A espécie de coral que é
objeto desse estudo Mussimilia braziliensis, é considerado hermatípico ou construtora de recifes. Os
corais hermatípicos, restringem-se a águas tropicais rasas, devido às necessidades fotossintéticas das
algas zooxantelas, com as quais vivem em simbiose. Vivem principalmente em águas com
profundidades inferiores a 20 m, cujas temperaturas variam de 25ºC a 29ºC. Desta forma, os corais
constituem-se os organismos mais importantes, ou mesmo predominantes nos ambientes recifais
recentes.
Há muito sabe-se que corais hermatípicos, principalmente os maciços, apresentam um padrão
de bandamento, a exemplo dos anéis de árvores (Ma 1933,1937). Knutson et al. (1972) descobriram
que as radiografias revelam o bandamento de densidades nos corais. Posteriormente, foi demonstrado
que o bandamento de densidade é formado anualmente utilizando-se uma variedade de métodos:
análise do decaimento radioativo (Dodge & Thomson 1974), coloração de esqueletos (Stearn et al.
1977, apud Mitsuguchi 2000) e coleta seqüencial (Hudson et al. 1976).
Através do negativo do raio-X , pode-se visualizar uma banda clara - de alta densidade e
segregada durante os meses que determinam a estação quente - e uma banda escura - de baixa
densidade que é segregada durante os meses que determinam a estação fria. Esse conjunto de bandas
determina um ciclo anual de crescimento. Duas aplicações potenciais para este bandamento foram
14
então identificadas: recuperar informações sobre o processo de crescimento dos corais e resgatar
registros paleoclimáticos.
Segundo Dumbar & Cole (1993), a descoberta do bandamento de densidade anual dos corais de
longa existência muitas vezes tem sido ligada aos anéis de crescimento anual das árvores e sugere que
os corais podem fornecer informações equivalentes, ou ainda melhores do que os anéis de árvores,
sobre os mares tropicais da águas rasas.
Os corais podem contribuir de maneira importante para o entendimento do clima através da
reconstrução da variabilidade climática durante períodos de tempo com histórico de mudanças
climáticas, a exemplo do Último Máximo Glacial (Edwards et al.1987) e meados do Holoceno (Beck
et al. 1992). Este propósito refere-se ao fato que os corais possuem capacidade de marcar dentro do
ciclo anual, permitindo que condições do sistema oceano-atmosfrea sejam reconstruídas com relações
a estações específicas. Dados paleoclimáticos resolvidos mensalmente são essenciais para a
reconstrução de sistemas climáticos a exemplo do ENSO (El ino-Southern Oscillation). Outro
aspecto importante está na possibilidade de se obter datações muito precisas de corais fósseis, através
da medição
230
Th/234U utilizando-se espectrometria de massa por ionização térmica (Edwards et al.
1987)
A incorporação de elementos menores e elementos traços na aragonita dos esqueletos coralinos
parece ser controlada por aspectos químicos e/ou temperatura, assim como pelo fracionamento de
isótopos estáveis de oxigênio entre a aragonita coralina e a água do mar (Mitsughuchi, 2000).
Registros paleoclimáticos corretamente datados e com resolução trimestral são capazes de revelar
mudanças sutis na temperatura da superfície do mar, variabilidade no regime de chuvas e evaporação
no ciclo anual, aspectos que em conjunto fornecem indicações sobre mudanças em larga escala
ocorridas no oceano e atmosfera tropicais (Gagan et al. 2000). Tais registros são obtidos a partir de
análises se algumas razões geoquímicas e isotópicas nos esqueletos dos corais, a exemplo de Sr/Ca,
Mg/Ca, Ba/Ca, δ18O e δ13C, dentre outras.
2.6.1 Razões Geoquímicas e Razões Isotópicas
A mineralogia dos esqueletos de corais hermatípicos é de carbonato de cálcio (CaCO3) na
forma de aragonita. Durante a precipitação do esqueleto desses organismos alguns elementos do meio
são incorporados, constituindo verdadeiros bancos de dados, cuja interpretação tem avançado
progressivamente.
15
De maneira geral os indicadores (proxies) nos esqueletos coralinos foram desenvolvidos
através dos seguintes procedimentos: (i) corais vivos foram coletados em sítios onde os registros ou
observações ambientais (ex: TSM, composição química da água do mar, salinidade, ressurgências, etc)
estavam disponíveis; (ii) compostos químicos foram mensurados ao longo do eixo de crescimento dos
esqueletos coralinos, e (iii) quando qualquer composto químico exibia qualquer variação cíclica, esta
era comparada com a variação dos parâmetros ambientais com probabilidade de controlar aquele
composto. Portanto, os indicadores ambientais foram desenvolvidos de forma empírica. Entretanto, o
avanço tecnológico e o refinamento dos métodos têm permitido o aumento contínuo da precisão nos
estudos de razões geoquímicas encontradas nos esqueletos coralinos como indicadores de TSM
(Santedicola 2008).
2.6.1.1 Sr/ Ca
Devido ao longo tempo de residência do estrôncio e do cálcio nos oceanos do mundo (6 e 0,7
x106 anos, respectivamente) (Pilson,1998), geralmente assume-se que a razão Sr/Ca não tenha sofrido
variação nas escalas de tempo abordadas pela maioria dos estudos de reconstrução paleoclimática
(Smith et al. 2006). Embora alguns estudos subseqüentes tenham questionado esta premissa (de
Villiers et al.1994; Alibert et al. 2003), este ainda parece ser um consenso assumido pela maioria dos
pesquisadores.
Weber (1973) demonstrou que o teor esquelético de Sr/Ca para determinados gêneros de corais
diminuía à medida que aumentava a temperatura da água do mar, condição que foi confirmada por
Smith et al. (1979). Posteriormente, Goreau (1977) e Oomori et al. (1982) mediram as razões de Sr/Ca
e Mg/Ca ao longo do eixo de crescimento de corais maciços, demonstrando uma forte variação
trimestral da razão Mg/Ca e uma fraca ou pequena variação na razão Sr/Ca. Schneider & Smith (1982)
demonstraram um ciclo anual induzido pela TSM na razão de Sr/Ca no coral maciço Porites,
evidenciando assim o potencial da razão Sr/Ca em corais como indicadores (proxy) da TSM.
Entretanto a variação da razão Sr/Ca nos corais com a TSM é muito pequena (~0.7%/ºC), motivo pelo
qual é difícil utilizando-se os métodos analíticos comuns - a exemplo da espectrofotometria de
absorção atômica -
distinguir diferenças de temperatura inferiores a ~2ºC. Beck et al. (1992)
aplicaram o método de diluição isotópica combinada com ID-TIMS (Isotope Dilution-Termal
Ionization Mass Spectrometry - Espectrometria de Massa por Ionização Térmica) para determinar a
razão Sr/Ca em corais, com a qual foi possível melhorar a diferença de temperatura para ~0,1ºC. A
razão Sr/Ca determinada através deste método rastreou de maneira próxima os registros de TSM ou foi
16
similar a outros proxies de TSM (como por exemplo δ18O e razão U/Ca) (Beck et al. 1992; Villiers et
al. 1994; McCulloch et al. 1994; Min et al. 1995; Shen et al. 1996; Alibert & McCulloch, 1997; Gagan
et al. 1998), diante disto, a razão Sr/Ca foi proposta como um proxy confiável da TSM.
O papel desempenhado pelos controles biológicos sobre as razões Sr/Ca, a exemplo da taxa de
crescimento e diferenças entre as espécies, tem gerado muitas discussões. Os primeiros pesquisadores
a mencionar este aspecto foram Villiers et al. (1994), porém Shen et al. (1996) encontraram pouca
diferença biológica na relação Sr/Ca para Porites spp. Alibert & McCulloch (1997) obtiveram uma
relação Sr/Ca – TSM bem aplicável a três espécies do coral Porites, apoiando assim os achados de
Shen et al. (1996). Diversas relações foram calibradas para o coral Porites (Beck et al. 1992; de
Villiers et al. 1994; Shen et al. 1996; Alibert & McCulloch, 1997). Entretanto, foi detectada uma
diferença significativa entre tais relações, o que gera discrepâncias de temperatura ≤ 1,5ºC. Uma parte
dessa diferença provavelmente é devida às diferenças regionais na razão Sr/Ca da água do mar.
Temperaturas da superfície do mar no Pleistoceno Superior e no Holoceno Inferior e Médio foram
reconstruídas através da aplicação da termometria Sr/Ca a corais fósseis (Beck et al. 1992; Gagan et al.
1998; McCulloch et al. 1999).
2.6.1.2 δ18O
Esta medida em esqueletos de coral reflete a combinação da TSM local e a razão
18
O/16O da
água do mar (Patzold 1984). A razão isotópica é expressa como δ18O: o desvio normalizado em partes
por mil (%o) da amostra
18
O/16O relativa ao material padrão, a Pee Dee Belamnite (PDB) para o
carbono, ou ao padrão médio da água do oceano (SMOW-Standard Mean Ocean Water) para o
oxigênio . A utilização mais comum do δ18O está relacionada a se obter estimativas de longo prazo das
variações de TSM nos séculos recentes (Quinn et al. 1993, 1996; Dumbar et al. 1994). Por outro lado
nas regiões com pouca variação de TSM, o δ18O do coral monitora as variações de salinidade
induzidas pela pluviosidade. Ao analisar o δ18O de um longo testemunho coralino do Atol de Tarawa,
onde a variação da TSM é muito pequena (< 2ºC), Cole et al. (1993) conseguiram recuperar um século
de registro da pluviosidade convectiva, a qual reflete a variabilidade do sistema ENSO. A técnica
desenvolvida por McCulloch et al. (1994), apud Mitsugushi (2000) consiste em medir conjuntamente a
razão Sr/Ca e δ18O em corais. Espera-se que as medições conjuntas da razão Sr/Ca e δ18O possam
tornar possível a reconstrução do sistema oceano-atmosfera, assim como a TSM. Gagan et al. (1998)
aplicaram esta técnica a um coral fóssil da Grande Barreira de Recifes da Austrália, recuperando tanto
a TSM quanto o δ18O do sistema oceano-atmosfera durante o Holoceno médio.
17
Felis et al. (2003), avaliaram que a variabilidade nas assinaturas de δ18O entre colônias nos
esqueletos de corais Porites ssp. modernos é uma ferramenta da estimativa de condições de climas
passados em colônias de corais fósseis. Neste estudo mostraram que as assinaturas médias de δ18O em
corais Porites ssp. do norte do Golfo de Aqaba (Mar Vermelho) com taxas de extensão medias entre
0,2 e 1,5 cm/ano podem ter uma variabilidade entre colônias grandes. Em taxas de extensão menores
que 0.6 cm/ano a média de valores de δ18O do coral das colônias individuais são fortemente
dependentes da taxa de extensão média, com o aumento de valores de δ18O correspondente, à taxa de
extensão diminui. Isto sugere que efeitos da taxa de extensão e efeitos da cinética do desequilíbrio
relacionados com isótopos sejam responsáveis por uma grande proporção das diferenças nas médias
das assinaturas entre colônias do coral.
2.6.1.3 δ13C
Uma vez que os processos fisiológicos dos corais são muito complexos e cada processo tem a
probabilidade de envolver um forte fracionamento de isótopos de carbono, torna-se difícil decifrar a
assinatura da razão de isótopos estáveis de carbono (13C/12C) nos esqueletos de corais em termos
ambientais. (Santedicola 2008). A notação geralmente utilizada para a razão
13
C/12C é δ13C (‰).
Alguns fatores controladores foram propostos para o δ13C dos esqueletos dos corais, como: δ13C do
carbono inorgânico dissolvido na água do mar (Nozaki et al. 1978; Swart et al. 1996); fotossíntese
endo-simbiótica (Weber & Woodhead, 1970; McConnaughey, 1989; Wellington & Dunbar, 1995;
Fairbanks & Dodge, 1979; Goreau, 1977; Patzold, 1984); estado reprodutivo (Gagan et al. 1994); dieta
autotrófica-heterotrófica (Carriquiry et al. 1994; Swart et al. 1996; Felis et al. 1998) e taxa de
crescimento (McConnaughey, 1989).
Mitsuguchi (2000) cita que alguns autores, a exemplo de Goreau (1977), Fairbanks & Dodge
(1979), Bosscher (1992), Patzold (1984), McConnaughey (1989), Wellington & Dunbar (1995)
propuseram que o δ13C inorgânico dissolvido na água do mar seria controlado pelo balanço local entre
produção primária e respiração, trocas no sistema oceano-atmosfera e contribuição das águas
superficiais e águas de ressurgência, ao passo que a fotossíntese endo-simbiótica seria controlada, em
grande parte, pelos níveis de luminosidade no ambiente. Desta forma, segundo estes pesquisadores, o
δ13C do esqueleto coralino provavelmente seria controlado pela profundidade, cobertura de nuvens e
transparência da coluna d`água.
18
A interpretação ambiental para o δ13C é complicada por causa das interações com processos
fisiológicos, como fotossíntese realizada por simbiontes (por exemplo, Grottoli & Wellington, 1999 ).
Portanto, a aplicação do sinal δ13C no coral como um proxy de clima passado tem sido dificultado, mas
os valores de δ18O e δ13C são rotineiramente produzidos em conjunto pela espectrometria de massa.
Alguns registros de corais indicam uma tendência de diminuição a longo prazo de δ13C no
seu esqueleto durante os últimos séculos (por exemplo, Nozaki et al. 1978; Pätzold 1986; Quinn et al.
1998). Esta situação reflete o aumento da concentração de CO2 que pode afetar diretamente os recifes
de corais pela alteração química da água, causada pelo aumento da temperatura atmosférica, devido à
acumulação dos gases estufa, ou por outras mudanças climáticas. Este aumento de CO2 atmosférico
reduz o CO3-2 disponível, reduzindo assim a calcificação.
Em algumas localidades, um forte sinal de δ13C pode surgir implicações paleoceanográficas.
Por exemplo, uma grande quantidade de δ13C no norte do Mar Vermelho indica extraordinariamente
grandes eventos de explosão de plâncton causadas por misturas de massas verticais de águas profundas
em certos momentos (Feliz & Pätzold 2004)
2.6.2 Outros Marcadores de TSM
Além da Sr/Ca e δ18O, alguns outros marcadores TSM têm sido investigados em corais. Os
mais comuns marcadores nesse sentido são urânio (U/Ca) e magnésio (Mg/ Ca), e, em menor extensão
o boro (B/Ca). Livingston e Thompson (1971) declararam que a TSM não teve qualquer efeito sobre a
incorporação de urânio no esqueleto do coral. Demorou quase 25 anos, e algumas melhorias analíticas
para perceber que U/Ca poderia realmente dar informações sobre o passado da TSM (Min et al. 1995;
Shen e Dunbar 1995). No entanto, apesar de uma sensibilidade à TSM cerca de cinco vezes a da Sr
/Ca, foi sugerido que outros parâmetros ambientais pudessem influenciar a incorporação de urânio na
aragonita dos corais (Min et al. 1995; Shen e Dunbar 1995). Isto é devido ao comportamento químico
complexo do urânio na água do mar e o seu modo de incorporação relativamente desconhecido na
aragonita (Min et al., 1995; Pingitore et al., 2002, Lazar et al., 2004). Apesar de alguns sucessos na
correlação da TSM e outros parâmetros de U / Ca e Sr / Ca (por exemplo, Correge et al. 2000), há
ainda uma grande propagação contra as publicações de regressões de U/Ca vs TSM (Min et al. 1995,
Sinclair et al. 1998; Fallon et al. 1999; Correge et al. 2000, Wei et al. 2000; Quinn & Sampson 2002).
O potencial da sensibilidade de Mg/ Ca à TSM foi pela primeira vez descrita por Chave (1954).
Trabalhos posteriores de Amiel et al. (1973), Weber (1974), Goreau (1977), Swart (1981) e Oomori et
19
al. (1982) chegaram a diversas conclusões relativas aos parâmetros que regem a incorporação de Mg
na aragonita do coral.
Mitsuguchi et al. (1996) publicaram um estudo que mostrou uma excelente correlação entre
Mg/Ca e TSM. No entanto, subseqüentes trabalhos de calibrações em outros locais, apoiadas na
alegação feita por Amiel et al. (1973) que 20% a 30% (até 40%, de acordo com Watanabe et al. 2001)
do magnésio se encontra em locais capazes (sítios) de troca, ou associados com o componente
orgânico do esqueleto. A confiabilidade do Mg/Ca como termômetro é, portanto, questionável
(Sinclair et al. 1998; Fallon et al. 1999; Wei et al. 1999, 2000; Watanabe et al. 2001; Quinn &
Sampson 2002; Marshall 2002; Mitsuguchi et al. 2003). O Boro como paleotermômetro foi primeiro
investigado por Hart & Cohen (1996). Em seguida, Sinclair et al. (1998), Fallon et al. (1999) e Fallon
et al., (2003) investigaram ainda este marcador por ablação a laser (ICP-MS). O consenso atual é que
existem várias calibrações em função dos locais estudados, e que mais trabalhos são necessários para
testar todo o potencial de B/Ca para reconstruir a TSM do passado.
3. ISÓTOPOS DE CARBO.O E OXIGÊ.IO EM AMBIE.TES MARI.HOS
3.1 O Sistema Carbonático na Água do Mar
O CO2 e O2 são gases que desempenham papeis fundamentais nos processos vitais de plantas e
animais. A atmosfera terrestre foi originalmente formada por emanações vulcânicas através do tempo
geológico. Inicialmente ela era rica em CO2, com o oxigênio praticamente ausente. O grande volume
de CO2 produzido encontra-se armazenado como carbonato de rochas e hidrocarbonetos. Por
fotossíntese, plantas liberam oxigênio molecular de dióxido de carbono e gradualmente, através do
tempo geológico, constroem o nível de oxigênio livre. Atualmente, as proporções de CO2 e O2 são
mantidas aproximadamente constantes pela interação dos dois ciclos: ciclo do carbono e ciclo do
oxigênio (Freitas, 1983) (Figuras 3.1 a e b).
A química do carbonato marinho é bastante complexa, envolvendo uma série de equilíbrios
químicos governados, principalmente, pela concentração de formas de carbono inorgânico dissolvido
(dissolved inorganic carbon – DIC) e alcalinidade total (concentração de todas as bases que podem
receber íons de [H+] na coluda d`’agua) (Kleypas et al. 2006).
De acordo com as revisões feitas por Gattuso et al. (1999), Leclercq et al. (2000) e
recentemente por Kleypas et al. (2006), o carbono inorgânico dissolvido (CID) compreende três
20
formas básicas: o CO2 (CO2 + H2CO3), o bicarbonato (HCO3-) e o íon carbonato (CO2-3), relacionados
na sentença de equilíbrio, a seguir:
CO2 + H2O
dióxido
água
H+ + HCO-3
H2CO3
ácido carbônico
de carbono
íon de
bicarbonato
2H+ + CO32íon carbonato
hidrogênio
Entretanto, a distribuição dessas formas é estabelecida por duas constantes de equilíbrio que
descrevem as reações de ácido/base do carbono inorgânico na água do mar:
K1= [HCO-3] [H+]
[CO2]
K2= [CO2-3] [H+]
[HCO-3]
onde, [X] é o total da concentração do componente X na água. Entende-se por componente X os tipos
de carbono inorgânico dissolvido (HCO-3, CO2, CO2-3) e íons de hidrogênio (H+). K1 e K2 são as
constantes de equilíbrio que dependem da temperatura, salinidade e pressão. Estas duas equações
apresentam algumas aplicações na dinâmica química. Primeiro, qualquer mudança na temperatura da
água induz uma alteração em K1 e K2, portanto modifica a especiação química. Segundo, a especiação
depende fortemente do pH da água (pH= - log10 [H+]). Em condições normais, a superfície da água
apresenta um pH entre 8 e 8,25, com contribuições do HCO-3 (bicarbonato), CO2-3 (íons carbonato) e
CO2 de aproximadamente 90%, 10% e ˂ 1%, respectivamente. Terceiro, qualquer processo químico ou
biológico que consuma ou libere um dos três tipos de carbono inorgânico, muda a especiação por
causa do controle exercido pela constante de equilíbrio termodinâmico. Em complemento a essa
dinâmica na solução, o carbono inorgânico interage, também, com ambas as fases sólida e gasosa, de
acordo com a seguinte constante inorgânica:
Ko = p CO2
[CO2]
Ksp = [M2+] [CO2-3]
21
onde, Ko é a constante de solubilidade do CO2 , Ksp é a constante de solubilidade do mineral carbonato
e M2+ é o elemento envolvido (Ca2+ ou Mg2+ ). Estas constantes dependem da temperatura, pressão e
salinidade. É importante ressaltar que a superfície da água do mar é supersaturada em calcita e
aragonita, as duas principais formas do carbonato de cálcio. O grau de saturação da aragonita e da
calcita na água do mar é igual ao produto das concentrações dos íons de carbonato e de cálcio, a uma
determinada temperatura, salinidade e pressão, devido pelo produto de solubilidade estequiométrica
(Ksp) sob essas condições (Feely et al. 2004; Kleypas et al. 2006). Cada carbonato é caracterizado por
um estado de saturação (Ω):
Ωarag = [M2+] [CO2-3]
Ωcal = [M2+] [CO2-3]
Ksp
Ksp
onde, o valor da unidade significa o equilíbrio de saturação. Ωarag é o estado de saturação da aragonita
e, Ωcal, o estado de saturação da calcita. [M2+] é a concentração de cálcio na água, que é estimada pela
salinidade. A [CO2-3] é calculada a partir de dados do carbono inorgânico dissolvido e do total de
alcalinidade (Feely et al. 2004).
A concentração de cálcio na água é de mais ou menos 100 vezes o valor da concentração do carbonato.
O cálcio é um elemento quase conservativo na água do mar, podendo variar acima de 104 anos. Assim
a saturação da aragonita é determinada pela concentração do íon carbonato [CO2-3], pois qualquer
mudança é logo detectada (Kleypas et al. 1999; Kleypas et al. 2001; Kleypas et al. 2006). Quando o
produto das concentrações dos íons cálcio e carbonato excedem o valor do produto da constante de
saturação da aragonita, ocorre a precipitação da aragonita na água do mar, ou seja,
Ωarag = [M2+] [CO2-3] > 1.
Ksp
A aragonita precipita mais rapidamente em águas de mares quentes, os quais são
supersaturados com carbonato de cálcio (CaCO3), mas este é menos estável em águas de mares mais
frios. O CaCO3 é mais solúvel em águas frias (Hallock 1997).
Como pode ser verificado na sentença de equilíbrio apresentada, quando o dióxido de carbono
e a água combinam-se para formar o ácido carbônico, este último pode, então, se dissociar em íons de
hidrogênio e bicarbonato (HCO-3), ou em íons de hidrogênio e carbonato (CO2-3). Quanto de CO2 pode
ser dissolvido na água do mar e qual o estado do carbono inorgânico dissolvido que predomina,
22
dependerá, principalmente, da temperatura, da pressão e da concentração de outros materiais
dissolvidos. A direção das reações é guiada dependendo das condições ambientais. Águas frias podem
manter mais CO2 na solução do que águas quentes. Similarmente, água sob pressão pode manter mais
CO2 na solução. As águas superficiais do oceano mantêm menos CO2 na solução do que em maiores
profundidades. Assim, águas tropicais contêm menos CO2 do que águas temperadas e polares (Hallock
1997).
O dióxido de carbono e a água reagem com o carbonato de cálcio da seguinte maneira:
CO2 + H2O + CaCO3
dióxido
de carbono
água
carbonato de
cálcio
Ca2+ + 2HCO-3
íon
cálcio
íon
bicarbonato
Quando grandes quantidades de dióxido de carbono estão presentes na água, maior a
probabilidade de reagir com íons de hidrogênio e formar ácido carbônico. Entretanto, menos de 1%
permanece como CO2 (CO2 + H2CO3); a maioria se dissocia em (HCO-3) e (CO2-3) formado pela
dissolução do CO2 na água. O aumento da concentração de cálcio carbônico no ambiente recifal, pode
baixar o pH, reduzir a produção ou deposição de carbonato de cálcio e ainda dissolver o carbonato de
cálcio dos esqueletos dos corais. Então, qualquer processo que remova o excesso de CO2 da solução, a
exemplo da fotossíntese das algas, diminui a concentração do ácido carbônico, mantém o pH elevado e
promove a precipitação do carbonato de cálcio, uma vez que o íon Ca2+ e o íon bicarbonato HCO-3
encontram-se em abundância na água do mar (Gattuso et al. 1999). A adição de CO2 dentro do sistema
aumenta a dissolução de CaCO3 e a remoção de CO2 aumenta a precipitação. Por outro lado, a
dissolução de CaCO3 absorve CO2 e a precipitação de CaCO3 libera CO2 . Estando o íon cálcio e o íon
bicarbonato em abundância na água do mar, as águas superficiais dos oceanos tropicais são mais aptas
para precipitar carbonato de cálcio, enquanto que as águas oceânicas mais profundas e mais frias estão
mais aptas a dissolver carbonato de cálcio (Kleypas et al. 1999; Feely et al. 2004).
23
a
b
Figuras 3.1 a e b –(a) Ciclo do Carbono e (b) Ciclo do Oxigênio, segundo Stahler, 1976 in Freitas, 1983
24
3.2 Os Isótopos Estáveis de Carbono e de Oxigênio
Isótopos são nuclídeos ou átomos de um mesmo elemento que possuem o mesmo número de
prótons no núcleo, mas distinto número de nêutrons e, como conseqüência, diferente massa atômica.
Entre os mais de 90 elementos químicos naturais existem aproximadamente 3000 isótopos.
Aspectos teóricos do estudo de isótopos estáveis foram desenvolvidos por Urey (1947) a partir
da teoria mecânica estatística e termodinâmica. Esses estudos demostraram, em bases teóricas, a
possibilidade da ocorrência do fracionamento isotópico e sugeriram a aplicabilidade dos estudos em
problemas geológicos, concluindo que os isótopos estáveis possuem diferentes propriedades
termodinâmicas e que o fracionamento é fundamentalmente dependente da temperatura. Também na
década de 1940 foi desenvolvido o primeiro espectrômetro para a determinação de razões isotópicas
(IRMS- Isotope Ratio Mass Spectrometer).
Diferentes isótopos de um mesmo elemento químico apresentam propriedades físicas e
químicas levemente distintas, fruto da diferença de massa, e variações significativas e mensuráveis nas
proporções relativas entre eles podem ocorrer. Isótopos de elementos como O, H, C, S, N são muito
importantes em função das características comuns que partilham, tais como:
– são constituintes fundamentais na maioria dos materiais geológicos (rochas, minerais,
fluidos) e nos seres vivos, formando uma grande quantidade de compostos;
– ao contrário da dos isótopos radiogênicos, sua distribuição não é influenciada pelo tempo
(são estáveis, não decaem) nem pelo comportamento químico do elemento-pai;
– a distribuição dos isótopos depende fundamentalmente da temperatura e do fracionamento
ligado às diferenças de massa;
– a diferença relativa de massa entre os isótopos (mais pesado e mais leve) é grande;
– os elementos existem em mais de um estado de oxidação (C, N, S) ou formam diferentes
tipos de ligações químicas fortes (H-O, C-O, Si-O), o que aumenta a dependência da massa no
fracionamento isotópico;
– alguns reservatórios possuem composições isotópicas características e distintas de outros
reservatórios. (Klein 2005)
Durante as reações químicas em que fases (rochas, minerais, fluidos etc.) estão envolvidas,
os isótopos estáveis de um elemento distribuem-se (particionam) internamente entre essas fases. Essa
25
partição constitui o fracionamento isotópico e ocorre porque moléculas e átomos possuem freqüências
(ou movimentos, energias, velocidades) vibracionais, rotacionais e translacionais diferentes em sítios
cristalográficos equivalentes, e a energia associada com esses movimentos é dependente da diferença
de massa entre os isótopos. Os sistemas tendem a ajustar-se a um nível mínimo de energia e, assim, os
isótopos distribuir-se-ão de maneira a obedecer a esse princípio. Entre os três tipos de freqüências, a
vibracional é de longe a mais importante, é a única possível para átomos em uma substância sólida e a
única que influi na temperatura como indutor de fracionamento. Isso ocorre porque a diferença entre as
freqüências rotacionais e translacionais nos dois lados de uma reação de troca isotópica é
essencialmente a mesma (se anulam). Essas duas freqüências podem, para o nosso propósito, ser
ignoradas.
O fracionamento isotópico, ou mudança na razão isotópica é, portanto, um fenômeno
favorecido pelas diferentes freqüências vibracionais oriundas das diferenças de massa e ocorre na
natureza por processos cinéticos ou em equilíbrio.
Visto a influência da massa dos átomos na freqüência de vibração das moléculas formadas
pelos mesmos, os átomos mais pesados vibram com freqüência menor do que os mais leves e isso
provoca diferença nas energias de ligação e de atividade química nos isótopos de um mesmo elemento
químico, causando assim o fracionamento isotópico.
Tendo sido exposto o significado e as causas que provocam o fracionamento isotópico,
passemos a falar sobre os elementos Carbono e Oxigênio que são os principais elementos tratados
neste estudo.
O carbono possui dois isótopos estáveis:
12
C e
13
C, com abundâcia de 98,9% e 1,1%,
respectivamente. A primeira determinação espectrométrica da razão de abundância isotópica
13
C/12C
foi realizada por Jenkis & Ornstein (1932), contudo, foi Nier (1947), que conseguiu a mais precisa
determinação para dados sobre dióxido de carbono (Freitas 1983).
O oxigênio possui três isótopos estáveis: 16O, 17O, 18O, com abundâncias de 99,763%, 0,0375%
e 0,1995%, respectivamente. Por causa da sua grande abundância e elevada diferença de massa, a
razão
18
O/16O é mais fácil de determinar. Também pelo fato de ocorrer em compostos gasosos,
líquidos e sólidos, muitos dos quais são termicamente estáveis numa extensa faixa de temperatura, faz
o oxigênio um dos mais interessantes elementos na geoquímica dos isótopos estáveis.
O conteúdo isotópico do oxigênio nos oceanos depende basicamente do fracionamento que
ocorre no ciclo hidrológico que envolve evaporação e condensação. Águas em regiões equatoriais,
onde a evaporação é mais rápida, é enriquecida em isótopos mais pesados. Águas dissolvidas de
26
geleiras são isotopicamente leves e são também essencialmente livres de sais. A mistura dessa água
dissolvida nos oceanos resulta numa correlação entre salinidade e composição isotópica.
O conhecimento mineralógico de um carbonato pode proporcionar um valioso instrumento no
estudo de sua composição química assim como fornecer dados sobre as condições ambientais sob as
quais ele foi depositado. Assumindo que o carbonato é precipitado em equilíbrio com o meio
ambiente, a composição de isótopos estáveis do carbonato dependerá da fase mineral do carbonato
assim como da salinidade e temperatura da água. Deposição em não equilíbrio pode ocorrer nos
organismos que incorporam oxigênio ou carbono metabólico, ou que podem preferencialmente
fracionar os isótopos. Este efeito do fracionamento metabólico é especialmente crítico na deposição de
13
C. Este fracionamento pode ter um efeito considerável no conteúdo de δ13C do meio circunvizinho e
em alguns carbonatos precipitado neste meio. Portanto, a mineralogia pode desempenhar um papel
importante no fracionamento dos isótopos de C e O.
Urey (1947) escreveu um trabalho sobre a termodinâmica dos sistemas isotópicos e sugeriu que
variações nas temperaturas de precipitação de carbonato de cálcio da água conduziriam a variações na
razão
18
O/16O do carbonato de cálcio. Postulou-se que a determinação das temperaturas dos oceanos
antigos seria possível, em princípio, por medida do conteúdo de
assumindo que só a razão
18
18
O em conchas fósseis de calcita
16
O/ O do carbonato será dependente da temperatura, por causa da
quantidade de água nos oceanos ser muito maior que a quantidade de carbonato dissolvido.
Para águas de temperaturas conhecidas, Epstein et al. (1953) mostraram experimentalmente
que certos organismos marinhos secretam conchas calcárias em equilíbrio isotópico. Também
obtiveram a seguinte relação empírica, ligeiramente modificada por Craig (1965):
T(ºC) = 16,9 – 4,2∆ + 0,13∆2
onde ∆ é a diferença, em partes por mil, entre a composição isotópica do oxigênio medida no CO2
derivado do carbonato (por reação com H3PO4 a 25ºC) e no CO2 equilibrado (a 25ºC) com a água na
qual o carbonato foi precipitado.
3.3 .otações e Padrões
Os valores absolutos (frações molares) dos isótopos ou de suas variações não são
rotineiramente medidos em laboratório, pois são muito pequenos, o que requer espectrometria de
massa mais complicada e sofisticada (Klein 2005). Em vez disso, mede-se uma razão isotópica
relativa, um delta (δ), definida por McKinney et al. (1950), mais precisa e mais fácil de ser medida.
Essa razão (δ) mede o desvio da razão isotópica de interesse em relação à razão isotópica de um
27
padrão. Esse desvio ocorre normalmente na ordem de partes por mil e é expresso na unidade per mil
(‰), da seguinte forma:
δ(‰) = [(Rx – Rp) / Rp] . 103 (eq. 1)
ou
δ(‰) = [(Rx / Rp) – 1] .103 (eq. 2)
onde “Rx” é a razão isotópica (18O/16O, 13C/12C etc.) na amostra e “Rp” é a razão isotópica no padrão.
Lembre que razão isotópica é também uma razão entre as frações molares dos isótopos. Por convenção
o valor de delta (δ) dos padrões é zero per mil (0‰), portanto, valores
positivos e negativos
significam que a amostra está enriquecida ou empobrecida, respectivamente, em relação ao padrão.
Comissões internacionais responsabilizam-se pelos materiais de referência e são encarregadas
da sistematização e distribuição desses materiais, de forma que os laboratórios em todo o mundo sejam
“calibrados” pelos padrões internacionais.
3.4 Geotermometria Isotópica
O fracionamento de isótopos estáveis entre fases coexistentes (sólidas, líquidas, gasosas) é
fundamentalmente dependente da temperatura. Portanto, a medição desse fracionamento torna os
isótopos estáveis geotermômetros potenciais. Essa temperatura pode ter significado geológico.
Diferentes termômetros (equações, curvas) de fracionamento isotópico têm sido calibrados de forma
teórica, experimental e empírica, ou medidos diretamente em amostras naturais.
Idealmente, os fracionamentos isotópicos e termômetros derivados dos diferentes métodos
deveriam ser concordantes. Alguns o são, mas a maioria não, o que leva às vezes a resultados
fortemente discrepantes (Klein 2005). Causas dessas discrepâncias e incertezas são oriundas de um
grande número de fatores que incluem um limitado conhecimento da cinética das trocas isotópicas,
calibrações incompletas, falta de prova de equilíbrio em alguns experimentos, comportamento
complexo de alguns sistemas e extrapolação de dados para fora dos limites experimentais (Valley
2001).
28
4. CARACTERÍSTICAS DA ÁREA DE ESTUDO
4.1 Localização
A área de estudo está situada próximo dos municípios de Alcobaça e Caravelas, no extremo sul
do Estado da Bahia, entre as latitudes de 17º20’- 18º 10’S e longitudes de 38º35’- 39º20’W (Figura 1),
distando cerca de 700 km da cidade de Salvador. O Banco de Abrolhos é um alargamento da
plataforma continental leste brasileira, o qual de norte para sul inicia na foz do rio Jequitinhonha na
Bahia até próximo à foz do rio Doce, no Espírito Santo. A plataforma continental brasileira possui
largura média de 50 km, e costa afora, na altura da cidade de Caravelas a plataforma se estende até 200
km.
Os recifes de corais de Abrolhos são os maiores e mais ricos recifes de corais do oceano
Atlântico Sul Ocidental (Laborel 1969; Leão 1982; Leão 1986). Eles estão dispostos paralelamente a
linha de costa ao longo de dois arcos: o arco interno, também denominado arco costeiro, situado entre
10 e 20 km da costa e o arco externo que bordeja o lado leste das ilhas do Arquipélago dos Abrolhos,
dista cerca de 80 km da costa (Figura 4.1).
A plataforma continental onde os recifes estão localizados apresenta profundidades inferiores a
30m e na borda da plataforma as profundidades não ultrapassam 70 m. O ângulo de inclinação do
talude é da ordem de 0º 08’(Campos et al. 1974). Entre os recifes do arco costeiro e a costa as
profundidades são inferiores a 15m. Dois canais principais com orientação NE-SW cortam o complexo
recifal de Abrolhos. O canal de Abrolhos com profundidades entre 20 e 30 metros, separa os recifes do
arco costeiro dos recifes do arquipélago e do arco externo (Figura 4.1) e o canal de sueste separa o
recifes do Parcel das Paredes e da costa (Figura 4.1).
A estação de coleta denominada de CAB (Parcel de Abrolhos; latitude 17º57’528’’S, longitude
38º39’342’’W) ilustrada na Figura 4.1, compõe a área de estudo. A estação de coleta dista de
aproximadamente 80 km da costa é parte do arco externo. O testemunho analisado neste estudo foi
coletado em novembro de 2003.
A área estudada encontra-se, em parte, no domínio do primeiro Parque Marinho Nacional
criado pelo Governo Federal através do Decreto nº 88.218 de 6 de abril de 1983; a área descontínua
deste parque totaliza 98 mil hectares quadrados (aproximadamente 266 milhas náuticas quadradas), no
litoral sul da Bahia.
29
4.2 Clima e Parâmetros Oceanográficos
O clima na costa leste do Brasil é definido como tropical úmido. Na estação meteorológica da
Marinha do Brasil, localizada na ilha de Santa Bárbara, são registrados dados diários de temperatura
do ar, direção e intensidade dos ventos. A temperatura média do ar varia de 23ºC, no inverno, a 28ºC
no verão, sendo que os meses mais quentes são de dezembro a abril (DHN 1993).
O valor médio da TSM (temperatura da superfície do mar) varia de 24ºC (no inverno) a 28ºC
(no verão). A temperatura na coluna d’água não apresenta estratificação acentuada. Em média a
diferença de temperatura entre a superfície e o fundo é de 2ºC. A salinidade ao redor dos recifes é de
36,5 a 36,7 ups (DHN1993). Apenas pequenos rios com cursos d’água de caráter perene e intermitente
deságuam ao longo do Banco de Abrolhos. Cinco pequenos rios desembocam diretamente na área de
estudo, Buranhém, Jucuruçu, Itanhém, Peruípe e Caravelas, que juntos apresentam uma descarga anual
de aproximadamente 120 m3.s-1 (DNAEE 1987, apud Teixeira 2006), a qual não representa uma
influência marcante nos recifes (Leão 1982). O rio Mucuri é o maior contribuinte de água doce na
região, com descarga de aproximadamente 113 m3.s-1 desaguando, aproximadamente, a 60 km ao sul
de Caravelas. Os principais rios da região são o Jequitinhonha distando 200 km ao norte dos recifes da
Guaratiba e o rio Doce à 150 km ao sul do recife de Viçosa.
30
Figura 4.1- Mapa de localização da área de estudo. O círculo vermelho representa o local de coleta do testemunho
utilizado para este estudo. Na figura também é possível visualizar outras estações de coleta que não são citados
neste trabalho. (Adaptado de Leão & Kikuchi, 2000).
31
5. METODOLOGIA
5.1 Coleta dos Testemunhos do Coral Mussismilia braziliensis
Os testemunhos de colônias de coral Mussismilia braziliensis foram coletados numa área da
região de Abrolhos, numa profundidade de aproximadamente 7 m em novembro de 2003. O recife
amostrado pode ser visto no mapa de localização (Figura 4.1). A estação de coleta foi no Parcel dos
Abrolhos e foi denominada de estação CAB (latitude 17º57’528’’S e longitude 38º39’342’’W),
localizada a cerca de 80 km da costa.
O testemunho da colônia viva de M. braziliensisis foi retirado durante trabalhos de campo
realizados pelo Prof. Ruy Kikuchi (UFBA) e equipe. Para obtenção deste testemunho, utilizou-se um
equipamento que foi desenvolvido para esse fim, composto por uma perfuratriz pneumática e barriletes
de 1 m de comprimento e diâmetro interno de 5 cm (Figura 5.1, 5.2, 5.3). Esse sistema é movimentado
por meio de um compressor de ar a bordo da embarcação e foi operado por mergulhadores treinados.
Figura 5.1- Momento da coleta do testemunho da colônia de coral feita com uma perfuratriz
pneumática (Foto L. Dutra).
32
Figura 5.2- Marca do corte feito na superfície da colônia do coral a ser
testemunhado (Foto L. Dutra).
Figura 5.3- Testemunho coletado do coral (Foto L. Dutra).
33
Cada testemunho coletado corresponde a uma coluna no eixo de máximo crescimento da
colônia. Ao final da operação, o testemunho foi retirado do barrilete e tranferido para a embarcação
onde foi identificado, devidamente acondicionados e transportado para o laboratório. O orifício
deixado pela testemunhagem foi preenchido com argamassa de cimento, para evitar bio-incrustações
nas paredes internas dos corais.
5.2 Preparação do Testemunho
O testemunho utilizado para esse trabalho foi identificado como CAB2 que possuía
aproximadamente 70,6 cm de comprimento do topo à base. Foram utilizados os primeiros 55,2 cm
iniciais.
O testemunho foi lavado com água destilada e seco ao ar. Depois foi feito um corte
longitudinal, paralelo ao eixo de crescimento máximo da colônia, utilizando uma serra para mármore
(MAKITA), obtendo-se placas retangulares de 1,5 cm de espessura. Assim a amostra foi levada para
obtenção da radiografia.
Sabendo-se que esta espécie cresce aproximadamente 7 mm por ano e que foram utilizados os
primeiros 55,2 cm do comprimento do testemunho e o ano de coleta do mesmo (2003), pode-se inferir
que esta colônia pode nos fornecer informações até o ano de 1924 aproximadamente.
Para as comparações feitas com a TSM, foram utilizados os 21 cm iniciais, pois, os dados
instrumentais de TSM só existiam até o ano de 1973.
A placa do testemunho foi radiografada com técnica livre (placas colocadas sobre o ecran),
como mostra a Figura 5.4 e as imagens reveladas. Assim as radiografias foram tiradas.
5.3. Obtenção dos Dados das Bandas de Densidade nas Radiografias
A imagem de raio-X obtida da placa central do testemunho, foi colocada sobre uma mesa de
luz e foram marcadas as dimensões da extensão linear de cada banda de crescimento anual (Figura
5.5). Na radiografia, com uma régua milimetrada, foi marcada ao longo do eixo de crescimento do
coral a extensão de cada banda de densidade anual.
Um par de bandas clara (alta densidade) e escura (baixa densidade), visível em radiografia,
representa um ano de crescimento do coral. Estudos realizados por Kikuchi et al., (2007) mostram que
34
o coral Mussismilia braziliensis deposita um par de bandas anuais bem definidas, formando bandas de
alta densidade no verão quando as temperaturas são mais quentes.
T
B
Figura 5.4- Posicionamento da placa sobre o ecran
para ser realizada a radiografia
Figura 5.5- Radiografia digitalizada mostrando as
bandas de densidade anual (bandas claras e bandas
escuras). T=topo e B=base.
5.4 Preparação das Amostras
A metodologia de preparação das amostras esta dividida em duas etapas diferenciadas. A
primeira foi a metodologia realizada por Santedicola et al. (2006) em um estudo piloto que foi
realizado com o objetivo de adequar a metodologia publicada por Mitsuguchi et al. (2003),
considerando os recursos técnicos disponíveis, incluindo o Espectrômetro de Emissão Ótica Acoplado
a um Plasma de Argônio (ICP-OES), identificação dos itens de vidraria, ferramentas de corte mais
adequados, assim como o peso seco requerido para análise. Esta primeira etapa foi realizada para as
amostras utilizadas na leitura dos elementos químicos traços dos corais. A segunda foi utilizada para a
preparação física e abertura das amostras para a análise dos isótopos estáveis e faz parte do conteúdo
do presente trabalho, a qual está descrita detalhadamente no item a seguir.
O mesmo testemunho foi utilizado para as duas análises.
35
Os dados utilizados neste estudo estão apresentados na forma de tabelas ilustrando dados
geoquímicos e isotópicos do testemunho CAB2 nas resoluções mensal, semestral e anual; dados de
temperaturas da superfície do mar (TSM) nas mesmas resoluções temporais, dados de pluviosidade
anuais e dados de calcificação anual cedidos por Oliveira (2007). Estão inclusos gráficos nas
resoluções temporais citadas anteriormente que foram elaborados para serem feitas as comparações
entre os parâmetros estudados culminando nos objetivos deste estudo.
Em alguns casos as tabelas com os valores obtidos e utilizados estão apresentados na forma de
tabelas nos apêndices e anexo e em outros casos os resultados estão apresentados na forma de gráficos
dentro do mesmo ítem.
Os resultados estão apresentados principalmente em duas formas: Análise dos Resultados nas
Resoluções Temporais e Climatologia. A seguir estão apresentados a organização dos dados de
temperatura, pluviosidade, dados geoquímicos e dados isotópicos.
5.4.1 Metodologia Utilizada para Obtenção das Análises Químicas
Para a leitura da análise para Sr/Ca o intervalo desejado para o corte das amostras foi de 2 em 2
milímetros (totalizando 120 amostras) perpendicular ao eixo de crescimento do coral para se obter
cortes precisos, foi colada uma fita milimetrada na amostra e os cortes foram feitos com uma serra
circular de dentista (marca KG Sorensen ref 7011) acionada por micromotor (Beltec ref LB 100)
(Figura 5.6). Este intervalo de corte corresponde a aproximadamente um trimestre de crescimento do
esqueleto do coral.
Figura 5.6- Cortes sendo feito no testemunho utilizando serra circular de dentista
(marca KG Sorensen ref 7011) acionada por micromotor (Beltec ref LB 100).
36
Os cortes foram feitos de forma que reduzissem à fração pó ou até fragmentos com tamanho
areia grossa. As amostras foram moídas em um gral de ágata. Cada amostra foi colocada em saco
plástico devidamente rotulado com seu número de identificação. Em seguida transferiu-se as amostras
cortadas para tubos de ensaio (100mL; tamanho 13x100mm) os quais foram devidamente
identificados.
Nos tubos de ensaio foram gradualmente adicionados aproximadamente 10 mL de H2O2 para
ser feita a descontaminação orgânica. Os tubos de ensaio foram colocados em banho-maria sobre uma
placa aquecedora (Figura 5.7) (temperatura 50 oC a 60 oC) para tornar mais rápida a reação.
Figura 5.7-Tubos de ensaio com as amostras na placa aquecedora
Após o período de reação, o volume das amostras nos tubos de ensaio foram reduzidos com
uma micro-pipeta e mantidos sobre a placa aquecedora até obter-se uma consistência pastosa. Em
seguida os tubos foram transferidos para um ambiente refrigerado até que a secagem fosse completa.
Cada amostra foi cuidadosamente transferida para um pesa filtro utilizando-se espátula plástica
inerte; cada pesa filtro foi colocado em estufa (Figura 5.8) marca Nevoni modelo 1-3 a 60ºC durante 6
horas. Após este período os pesa filtros foram transferidos para um dessecador (Figura 5.9) com
elemento secante (sílica gel) durante 2 horas, para que as amostras não absorvessem umidade.
37
Figura 5.8- - Estufa marca Nevoni modelo 1-3
Figura 5.9- Dessecador
A pesagem foi feita imediatamente após a retirada das amostras do dessecador, obtendo-se 0,1
g de cada amostra, sendo tal massa colocada em béqueres de boro-silicato de 100ml. O restante de
cada amostra não utilizada foi acondicionado em frascos plásticos com tampa de pressão devidamente
etiquetados, para eventual estudo futuro.
Vale ressaltar que toda a vidraria utilizada durante este procedimento e durante o tratamento
químico foram descontaminadas, seguindo o seguinte procedimento:
a. primeiro o material foi lavado com água da torneira e detergente comercial, depois foram
bem lavados com água deionizada e passadas para um recipiente contendo Extran (detergente de
laboratório), onde permaneceram por 24 horas,
b. após retirados do Extran, foram lavados com água deionizada e levados a um recipiente
contendo Ácido Nítrico a 10% onde permaneceram por 24h,
c. a seguir foram novamente lavados com água deionizada e colocados para secar num
escorredor.
Metodologia para Tratamento Químico das Amostras para Leitura no ICP-OES
(Espectrometria de Emissão Ótica com Plasma Induzido)
A cada sub-amostra foram adicionados progressivamente 10 mL de solução de Ácido Nítrico
(HNO3 a 0,5 molar) para decomposição do CaCO3. A solução foi preparada com 34,38 mL de HNO3 a
65% para cada litro de água ultra-pura, sob capela.
Após tratamento com HNO3 as amostras foram transferidas para balões volumétricos (50 mL)
devidamente identificados, sendo o volume completado com solução de HNO3 até a marca de 50 mL.
38
Posteriormente as amostras foram transferidas para frascos de polietileno (100mL) com tampa
rosqueada, devidamente identificados.
Em seguida as amostras foram analisadas utilizando-se um Espectrômetro de Emisão Ótica
marca Varian Libery 150, acoplado a um Plasma de Argônio Induzido (Figura 5.10 ).
Figura 5.10 - Espectrômetro de Emisão Ótica marca Varian Libery 150, acoplado a um
Plasma de Argônio Induzido no Laboratório de Petrologia Aplicada à Pesquisa Mineral
(GPA), IGEO-UFBA.
Tratamento dos Dados Geoquímicos
Os resultados das leituras dos elementos Sr e Ca, feitos pelo instrumento foram organizados
numa tabela Excel e receberam um tratamento de correção feito por Mônica Pringshein da Cunha,
profissional de química responsável pelo procedimento.
Todas as leituras foram transformadas de ppm ou µg/mL em mmol/mol através da fórmula
(ppm x massa atômica x 1000). As massas atômicas dos elementos utilizadas foram conforme tabela
periódica publicada pelo IUPAC (International Union of Pure and Applied Chemistry) revisada
30/10/05; www.iupac.org (acessado 20/11/06).
Posteriormente calculou-se a razão do Sr sobre o Ca.
Através de visualização do gráfico construído com esses valores (Sr/Ca), foram feitas
seqüências de valores correspondentes a valores sazonais, intercalando entre picos (pontos mais
elevados no gráfico) e vales (pontos mais baixos no gráfico) as médias das razões Sr/Ca registradas
39
nestes intervalos, assumindo respectivamente como as estações mais frias e mais quentes. A expressão
“sazonal” neste estudo se refere aos seguintes períodos:
Estação 1: dezembro-janeiro-fevereiro (sendo fevereiro o mês mais quente)
Estação 2: março-abril- maio
Estação 3: junho-julho-agosto (sendo agosto o mês mais frio)
Estação 4: setembro-outubro-novembro
Após o cálculo das médias sazonais, foram utilizados os valores máximos e mínimos que
definem intervalos semestrais.
Para este trabalho o primeiro semestre foi chamado de “Q”, que através dos dados são os seis
meses os quais as temperaturas da água estavam mais quentes do ano em questão, por exemplo, o
semestre de 2000-Q, corresponde aos meses de dezembro, janeiro, fevereiro, março abril e maio do
ano de 2000. Já o segundo semestre chamado de “F”, representado por 2000-F, corresponde aos meses
de junho, julho, agosto, setembro, outubro e novembro que são os meses mais frios do mesmo ano.
Foram utilizadas também as médias anuais obtidas das medidas iniciais que representam o
período completo.
Para a construção dos gráficos das razões geoquímicas foi utilizada uma aplicação de
defasagem (Lag) do primeiro trimestre (correspondente ao topo do testemunho), para testar a
existência de efeitos tardios da temperatura sobre a fisiologia que comanda a incorporação
do
elemento Sr durante a esqueletogênese como foi demonstrado por Santedicola (2008).
Com os resultados obtidos foi elaborada a tabela do Apêndice 1 .
5.4.2 Metodologia Utilizada para Obtenção dos Isótopos Estáveis
Para este procedimento foram utilizados: Furadeira de dentista (marca Kg Sorensen ref 7011)
acionada por micromotor (Beltec ref LB 100), brocas com diâmetro aproximadado de 1mm, pincel,
escala milimetrada, frascos plásticos (eppendorfs), béqueres, caneta para identificar as amostras nos
frascos, água, ácido clorídrico, picete com álcool e placas de isopor que serviram de suporte para os
frascos com as amostras (Figura 5.11)
40
Figura 5.11- Material utilizado para a preparação física das amostras.
No testemunho foi colocada uma escala milimetrada para ajudar na localização exata dos furos
(Figura 5.12). Os furos foram feitos com espaçamento aproximado de 0,5 em 0,5 milímetros pela
furadeira de dentista. Depois de cada furo realizado a broca era retirada do aparelho e limpa com
pincel, em seguida mergulhada em béquer contento ácido clorídrico a 10%, depois em outro contendo
água e finalmente a broca foi lavada com álcool e enxuta com papel toalha. Este procedimento é
importante para evitar a contaminação de uma amostra para outra.
De cada furo foi obtido o pó de coral que no momento que estava sendo furado era depositado
nos frascos plásticos (Figuras 5.13 e 5.14). Os frascos receberam a devida classificação de acordo com
cada amostra. A mostra que correspondia ao topo foi a de número 1 e assim sucessivamente até a
amostra 420 que correspondeu a dezembro de 1973.
41
Escala
milimetrada
Figura 5.12- Testemunho com escala milimetrada
Figura 5.13- Testemunho sendo amostrado para obtenção das amostras
42
Figura 5.14- Frascos eppendorfs contendo as amostras de coral.
Os frascos plásticos eppendorfs, foram colocados em placas de isopor para posteriormente
serem levadas ao Laboratório onde foram feitas as análises.
As análises foram realizadas no Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade Federal
do Pará: Pará-Iso.
As amostras foram transferidas dos eppendorfs para ampolas de vidro, que foram lavadas e
descontaminadas com água de torneira e sabão, depois com água deionizada e acido clorídrico a 5%,
antes de iniciar o processo (Figura 5.15). Depois que as amostras foram depositadas nas ampolas, as
bordas das mesmas foram limpas com álcool etílico a 99 %, para que não restasse qualquer quantidade
de amostra para não interferir no processo de leitura.
Figura 5.15- Amostras sendo transferidas para as ampolas de vidro.
43
Em seguida as ampolas foram colocadas em um amostrador inox em forma de carrocel que
possui duas linhas de leitura (linha 1 e linha 2 ) (Figuras 5.16a e b). A posição 1 da linha 1 e a posição
1 da linha 2 , receberam ampolas vazias , para fazer o controle do vácuo e limpar o espectrômetro. Nas
posições 2 das linhas 1 e 2 são colocados o padrão CaCO3 da marca MERC. Nas posições 3 da linha 1
e 2 foram colocados o padrão internacional NBS19.
Linha 1 de leitura
Linha 2 de leitura
a
b
Figuras 5.16 - (a) Foto do amostrador; (b) Detalhe do amostrador com as linhas 1 e 2 de amostragem
contendo as ampolas com as amostras.
Antes de iniciar o processo de leitura, foi realizado um teste com uma das amostras para
verificar a quantidade suficiente de amostra necessária para ocorrer a reação em 8 minutos, que é o
tempo determinado pelo instrumento. A quantidade de amostra é muito importante, pois se fosse
colocado muita amostra a quantidade de CO2 produzido seria grande demais e o instrumento
automaticamente expande parte desse gás e faz uma nova leitura, atrasando assim todo o
procedimento. Se a quantidade de amostra for pequena a quantidade de gás produzido seria
insuficiente afetando a leitura no instrumento.
A próxima etapa foi a entrada dos dados das amostra na tabela do programa no computador. O
programa utilizado foi o Isodat 2.0 Finnigan.
No equipamento Kiel (Figuras 5.17) foi feita a abertura da amostra através do gotejamento de
acido fosfórico (Acido orto-fosfórico da marca MERK) a 99,99% (Figura 5.18) que foi preparado para
esse procedimento, retirando sua umidade através do aquecimento a 70ºC durante 6 horas no vácuo
através de bombeamento.
44
No equipamento o ácido e mantido a 70ºC para evitar a umidade, pois, este ácido é altamente
higroscópico.
Figura 5.17- Equipamento Kiel para abertuda
das amostras.
Figura 5.18 - Balão contendo ácido fosfórico
Depois que o aparelho fica estabilizado a aproximadamente 70ºC, o carrocel contendo as
amostras é colocado no Kiel, para que ocorra a reação (Figura 5.19). Em cada ampola que contem a
amostra são pingadas três gotas do acido fosfórico para que ocorra a seguinte reação:
H3PO4 + CaCO3 → Ca3(PO4)2 + H2CO3 (que e instável e vai a CO2 e H2O)
Figura 5.19 – Carrocel com as amostras sendo colocado no Kiel para ser feita a abertura das amostras.
A partir dessa reação é liberado CO2 + H2O que será utilizado para a leitura no espectrômetro.
O CO2 + H2O é capturado num êmbolo e congelado a –150ºC, temperatura suficiente para manter
as duas moléculas congeladas, depois de alguns instantes no mesmo êmbolo a temperatura aumenta até
-120ºC para que a água permaneça congelada e apenas o CO2 seja liberado. Após liberado, o CO2
passa para outro recipiente onde é aprisionado e fica congelado a –150ºC. A partir desse momento,
45
automaticamente a temperatura é elevada a 30ºC e o CO2 é liberado na forma de gás para o
Espectrômetro de Massa (Figura 5.20) onde será feita a leitura.
Figura 5.20 – Imagem mostrando os equipamentos. Da esquerda para a direita: recipiente contendo o gás
nitrogênio, Kiel, Espectrômetro de Massa e o computador por onde saem às informações obtidas durante a
leitura (Laboratório de Geologia Isotópica da Universidade federal do Pará - Para-Iso).
Espectrometria de Massa de Razão Isotópica
A espectrometria de massa, conhecida como (IRMS - Espectrometria de Massa e Razão
Isotópica), é uma técnica analítica destinada a separar átomos e moléculas ionizadas com diferentes
massas, medindo-se suas respectivas abundâncias relativas. É uma poderosa ferramenta que foi
inicialmente usada na determinação de massas atômicas. Na atualidade vem sendo empregada na busca
de informações sobre a estrutura de compostos orgânicos, na análise de misturas orgânicas complexas,
na análise elementar, em estudos ambientais e de águas subterrâneas, em estudos paleoclimáticos, etc.
Os espectrômetros de massa de razão isotópica trabalham, geralmente, com amostras no
estado gasoso. Deste modo, elas devem ser preparadas de maneira que o resultado seja um gás que
represente a composição isotópica do elemento que se deseja analisar, permitindo separar as moléculas
ionizadas, com diferentes massas isotópicas, de um mesmo composto (gás) e medir suas abundâncias
relativas.
A estimativa de erro do aparelho foi feita com base na média dos valores do padrão utilizado e
seu erro associado para o δ13C = -4,15 ± 0,05 e para o δ18O= -2,88 ± 0,02. Assim temos um erro de
aproximadamente 1,1% para o δ13C e de 0,08% para o δ18O.
Neste trabalho o objetivo é medir o δ18O e o δ13C em carbonato biogênico, sendo assim o gás
utilizado para essa finalidade é o CO2. O principio físico de funcionamento do Espectrômetro para o
CO2 é o seguinte (Figura 5.21):
46
Figura 5.21- Principio físico do espectrômetro de massas de razão isotópica.- Fonte Clark e Fritz (1997).
O gás CO2 contendo diferentes isótopos é introduzido no aparelho e ionizado por uma fonte
de ionização. Os íons positivos são acelerados por uma diferença de potencial e, em seguida, entram
num campo magnético perpendicular ao feixe de íons. Ao entrarem no campo magnético, os íons
descrevem uma trajetória circular, devido à atuação da força de Lorentz.
O raio da circunferência depende diretamente das massas dos íons, isto é, íons com massas
maiores seguem a trajetória de raio maior. Dessa forma, íons de diferentes massas são separados e
armazenados nos coletores de massas (44, 45 e 46 ilustrados na figura 5.21) para o CO2, onde a carga
elétrica é transferida para os coletores de metal resultando em correntes elétricas nas conexões dos
coletores. A partir das razões destas correntes, as razões isotópicas dos gases são determinadas.
Tratamento dos Dados Isotópicos
Os resultados das leituras dos isótopos estáveis de carbono e oxigênio, feitos pelo instrumento
foram organizados numa tabela do programa Excel. O primeiro passo foi visualizar o comportamento
47
desses elementos ao longo do tempo através de um gráfico. Para visualizar o tempo no gráfico, foi
utilizada a extensão linear anual em forma de barras horizontais, com tamanhos em milímetros, assim
poderíamos transformar o espaço no gráfico em tempo (Figura 5.22). Foi verificado que o intervalo de
amostras por cada ano não era regular. Sendo assim, através da visualização dos intervalos anuais de
tempo nos gráficos foi necessário fazer ajustes no número de amostras, ou seja, em cada intervalo
anual de tempo, foi necessário fixar uma quantidade regular de amostras.
Tamanho em mm
98,5
104,5
1,00
101,5
95,5
92,5
89,5
86,5
83,5
80,5
77,5
74,5
71,5
68,5
65,5
62,5
59,5
56,5
53,5
50,5
47,5
44,5
41,5
38,5
35,5
32,5
29,5
26,5
23,5
20,5
17,5
14,5
8,5
11,5
5,5
0
1,50
2,5
2,00
0,50
13C
0,00
-0,50
-1,00
-1,50
-2,00
-2,50
-3,00
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
ano
Extensão linear (mm)
Dados dos isótopos estáveis. Rosa-13C e Azul- 18O
Figura 5.22- Gráfico com dados dos isótopos representados em rosa (
preto e vermelho (
) as extensões lineares.
) o δ13C, em azul (
) o δ18O, em
Através dos dados de temperatura, foi verificado que nos últimos 30 anos, 60% das medidas de
temperaturas mais baixas correspondem ao mês de agosto, ou seja, na área de estudo neste intervalo de
tempo, de 100% de medidas tiradas durante cada ano, 60% destas medidas informam que a
temperatura da água da superfície do mar foi mais fria durante o mês de agosto. O mesmo método foi
realizado para as maiores temperaturas e foi verificado que as maiores temperaturas nas águas foram
medidas no mês de fevereiro.
Dessa forma foi realizado o seguinte procedimento:
Os pontos mais elevados do gráfico, chamados neste estudo de picos, e os pontos mais baixos,
chamados neste estudo de vales, correspondem ao mês mais frio (agosto) e ao mês mais quente
(fevereiro) respectivamente. Este padrão foi adotado, seguindo todas as referências bibliográficas
sobre isótopos de oxigênio como indicador de temperatura, lidas para o desenvolvimento deste estudo.
48
Nestas referências é comprovado que a quantidade de isótopos estáveis é inversamente
proporcional à temperatura. É valido ressaltar que as medidas dos isótopos possuem sinal negativo,
sendo assim é necessário tomar cuidado na hora da comparação entre os parâmetros. Por exemplo,
tendo-se medido em um ponto 18O = -3 e em outro ponto 18O = -2, a temperatura é mais fria onde tem
maior sinal de 18O, ou seja, onde 18O possui medida -2 a temperatura da água é menor e onde a medida
de 18O é -3 a temperatura da água é mais quente.
Feita a ressalva, a quantidade de amostra dentro do intervalo anual de tempo, foi feita da
seguinte forma:
Dentro de cada ano, o vale correspondeu ao mês de fevereiro e o pico ao mês de agosto. Entre
fevereiro e agosto foram selecionados cinco pontos que seriam os meses de março, abril, maio, junho,
julho. Antes do mês de fevereiro, ficou apenas um ponto que seria o mês de janeiro e depois de agosto
foram selecionados quatro pontos, que seriam os meses de setembro, outubro, novembro e dezembro.
Este procedimento pode ser melhor visualizado da Figura 5.23. Neste procedimento ficaram, enfim,
pontos correspondentes aos meses do ano, podendo assim serem feitas médias de resoluções temporais
diversas. Para atender a tal expectativa, foram incluídas também medidas.
A escolha dos pontos tanto para exclusão como para inserção foi feita de forma que não fosse
alterado o comportamento do gráfico, pois todo o estudo é feito com análise do comportamento dos
gráficos em questão.
18O
0.00
agosto
julho
-1.00
junho
maio
-2.00
abril
-3.00
janeiro
setembro
outubro
novembro
dezembro
março
fevereiro
2000
Amostra descartada
Amostra aproveitada
Extensão linear do ano correspondente
Figura 5.23- Figura ilustrando o procedimento adotado para selecionamento dos pontos referentes aos
meses do ano.
49
Com os resultados obtidos aplicando-se este método foi construída uma tabela com os valores
da leitura do δ18O e δ13C, os quais encontram-se no Apêndice 2. Para este item do trabalho foram
utilizados os dados correspondentes aos anos de 2003 até 1973, os quais foram comparados com a
temperatura.
5.5 Tratamentos dos Dados de Temperatura
Os registros de temperatura da água do mar foram obtidos na Estação Meteorológica da
Marinha do Brasil, localizada na ilha de Santa Bárbara (Radio Farol de Abrolhos). Nestes registros a
temperatura da superfície da água do mar foi obtida de 1973 a 2003.
Cada registro obtido da temperatura foi medido uma vez ao dia, às 9 horas, ou seja, foram
obtidos valores diários de temperatura.
Foram feitos cálculos de médias mensais, semestrais e anuais através dos dados diários obtidos
do Rádio Farol de Abrolhos.
Os valores com as temperaturas nas resoluções estudadas estão apresentados na Tabela 5.1,
com o valor anual médio da TSM, registrado entre 2003 e 1973, de 25,7ºC, com máxima em 26,7ºC e
mínina em 24,4ºC.
Tabela 5.1 - Dados da TSM na escala anual e semestral
onde Q: refere-se a média semestral dos meses mais
quentes (de dezembro a maio) e F : refere-se aos meses
mais frios (de junho a novembro). Dados Extraídos do
Rádio Farol de Abrolhos.
Ano - Semestre
2003-Q
2003-F
2002-Q
2002-F
2001-Q
2001-F
2000-Q
2000-F
1999-Q
1999-F
1998-Q
1998-F
1997-Q
Temperatura
semestral (ºC)
25,6
25,6
26,1
25,9
26,6
25,6
25,1
24,7
24,9
23,9
25,9
25,0
26,4
Ano
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
Temperatura
anual (ºC)
25,6
26,0
26,1
24,9
24,4
25,5
25,9
25,8
25,9
26,1
25,3
25,0
25,0
50
Continuação da tabela 5.1
1997-F
1996-Q
1996-F
1995-Q
1995-F
1994-Q
1994-F
1993-Q
1993-F
1992-Q
1992-F
1991-Q
1991-F
1990-Q
1990-F
1989-Q
1989-F
1988-Q
1988-F
1987-Q
1987-F
1986-Q
1986-F
1985-Q
1985-F
1984-Q
1984-F
1983-Q
1983-F
1982-Q
1982-F
1981-Q
1981-F
1980-Q
1980-F
1979-Q
1979-F
1978-Q
1978-F
1977-Q
1977-F
1976-Q
1976-F
1975-Q
1975-F
1974-Q
1974-F
1973-Q
1973-F
Média
25,3
26,4
25,2
26,2
25,5
26,2
25,9
25,6
24,9
24,9
25,0
25,3
24,6
25,7
25,1
26,7
25,9
26,8
26,0
27,3
26,6
27,1
26,3
26,9
26,0
27,0
26,2
26,2
26,0
26,2
25,1
26,0
24,7
25,8
25,0
25,5
24,7
25,9
25,3
25,8
25,2
25,7
24,9
25,9
24,4
26,0
25,4
26,5
26,1
25,7
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
25,4
26,3
26,4
27,0
26,7
26,4
26,6
26,1
25,6
25,4
25,4
25,1
25,6
25,5
25,3
25,2
25,7
26,2
51
5.6 Dados de Pluviosidade
Estes dados foram obtidos através da Diretoria de Hidrografia e Navegação - DHN numa
resolução diária de chuva das regiões de Abrolhos e Alcobaça. Os dados de Alcobaça foram utilizados
neste estudo para confirmação dos dados. Com estes dados foram tiradas médias mensais e anuais. Os
dados de pluviosidadede Abrolhos correspondem a soma de chuvas ocorridas durante o ano nesta área
e as máximas mensais foram calculadas a partir dos dados de Alcobaça. Estes dados então na Tabela
5.2
Tabela 5.2 - Valores anuais de pluviosidade de Abrohos e Alcobaça
e valores máximos mensais de pluviosidade em Alcobaça.
Médias calculadas de dados diários estraídos da DHN. Os espaços
em branco são dados não registrados.
Ano
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Média
Pluviosidade
Pluviosidade
Máximas mensais
(mm) Abrolhos (mm) Alcobaça de pluviosidade de
Alcobaça (mm)
708
1282,5
48,15
janeiro
680
1302,5
49,55
feveriro
241
1695,2
março
45,21
864,5
1259,3
34,07
abril
1488
1239,7
25,94
maio
857
1155,3
junho
32,26
1740
1287,8
29,79
julho
1195
2111,3
agosto
41,29
2398
1826,9
setembro
35,67
2488
1302,3
42,55
outubro
1954
2344,3
novembro
28,14
3374
2291,8
dezembro
29,25
1420
2226,5
2099
1592,9
1409
1558,7
1502
1290
1385,1
1796
1688,2
1640
2048,8
1350
1374
2172
1574,1
1478
1793,5
1338
1518,7
1762
1759,7
1699
2205,1
1340
1223
1862,9
1386
1845,9
1444
1483,3
581
1095,9
1497,2
1646,9
52
A pluviosidade foi utilizada neste estudo como um parâmetro correlacionado à nebulosidade,
ou seja, quanto maior a quantidade de chuva maior a nebulosidade da água. Além disso, é também um
controlador da salinidade, e pode exercer influência na discrepância do δ18O. Este parâmetro pode vir a
interferir no processo de incorporação do carbono no esqueleto do coral.
Nos resultados o conceito de pluviosidade relativa será utilizado neste estudo para relacionar
um valor que estará entre valores maiores ou entre valores menores de pluviosidade.
5.7 Dados de Calcificação
Os dados de calcificação utilizados foram obtidos do trabalho de Oliveira, 2007. Estes dados
fazem parte da tese de doutorado da mesma e estão apresentados no Anexo 1.
5.8 Dados de El iño
Os dados de El iño e La iña estão apresentados na Tabela 2.1 e foram obtidos do site
http://ciram.epagri.rct-sc.br in Oliveira 2007.
5.9 Metodologia para a Construção dos Gráficos
Com os dados químicos (Sr/Ca), isotópicos, de temperatura da água, pluviosidade e
calcificação do esqueleto do coral, foi elaborada uma planilha com as resoluções temporais necessárias
para este estudo (mensal, semestral e anual). Foi elaborado, também, um estudo climatológico que
trata do comportamento das variáveis estudadas em totais mensais durante os anos em questão. Esta
planilha foi construída no programa Excel. Este mesmo programa foi utilizado para a elaboração dos
gráficos.
Foram elaborados gráficos com linhas em dois eixos para a comparação entre dois parâmetros.
Quando necessário a comparação entre três parâmetros, construiu-se dois gráficos como citado acima e
colagens entre os gráficos foram feitas.
Foi feito um tratamento estatístico para alguns dados utilizando correlação e regressão simples.
O coeficiente de correlação, que é uma medida de inter-relação entre duas ou mais variáveis, foi
utilizado, principalmente, para os casos de comparação entre os valores climatológicos. Neste estudo
foi utilizado o coeficiente de correlação de Pearson, simbolizado por “R”.
53
A inter-relação entre duas variáveis pode ser melhor visualizada por meio da sua apresentação
gráfica. No caso, utilizando-se o sistema de eixos cartesianos (variáveis x e y). Os valores referentes a
cada par de variáveis são plotados, obtendo-se assim o diagrama de dispersão.
O diagrama de dispersão mostra, graficamente, se a relação entre as variáveis é linear ou
curvilínea, o que determinará a viabilidade de utilizar a correlação linear de Pearson. Neste estudo as
relações presentes são todas de caráter linear.
A força de uma correlação pode ser observada por meio do ajustamento dos pontos do
Diagrama de Dispersão a uma linha reta. Essa “força” é expressa pelo coeficiente de correlação,
medida utilizada para avaliar o grau de relação entre as duas variáveis. O coeficiente de correlação
varia entre -1 e +1, inclusive; assim, se R apresenta o valor 1, existe uma correlação perfeita entre as
duas variáveis.
A interpretação de R envolve suas principais características: o sentido e a intensidade. Em
relação à intensidade, segundo Guilford (1965), apud Bunchaft e Kellner (1997) em relação a estudos
teóricos, qualquer correlação, mesmo que pequena, desde que seja estatisticamente significativa,
evidencia algum grau de relação entre duas variáveis. O requisito mais importante para o emprego
apropriado de R é que a relação entre as variáveis X e Y seja linear (Bunchaft & Kellner 1997).
Alguns gráficos neste estudo foram apresentados através da média móvel apenas para suavizar
o comportamento do mesmo facilitando a visualização dos intervalos que foram estudados.
6. RESULTADOS
6.1 Comportamento da TSM em Períodos de El iño e La iña em Abrolhos.
Na figura 6.1 pode-se observar o comportamento da TSM na região de Abrolhos. O gráfico
demonstra um comportamento que oscila constantemente ao longo dos anos estudados, mostrando uma
temperatura mínima de 24,4 ºC no ano de 1999 e uma máxima de 27,0 ºC no ano de 1987. As setas
representam períodos de El iño e La iña que foram apresentadas neste gráfico para se ter uma
comparação do comportamento da TSM e das chuvas em relação a este evento climático.
54
TSM (Anual)
27,7
o
26,7
Temperatura ( C)
27,2
26,2
25,7
25,2
24,7
24,2
23,7
2004
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
1972
Ano
Figura 6.1-Gráfico ilustrando o comportamento da TSM em Abrolhos entre 1972 e 2003. As setas pretas e azuis
determinam períodos de El iño com intensidade forte e moderada respectivamente e as setas verdes identificam
períodos de La iña com intensidade forte. As larguras das setas representam o espaço de tempo da ocorrência do
evento.
Vale ressaltar que as setas apresentam períodos de El iño e La ina, sendo assim, as mesmas
ocupam espaços que englobam até quatro anos, como é o caso do evento de El iño que ocorreu entre
1990-1993. É possível observar que em quase todos os períodos de El iño existe um aumento de
temperatura em relação aos anos anteriores, exceto o de 1990-1993, e que o ano que apresenta o maior
pico de temperatura, 1987, é um ano que está inserido em um período desse evento, porém com
intensidade moderada. Não se observa uma relação clara entre a intensidade do evento e o valor da
temperatura média.
Com relação aos períodos de La iña, observa-se no gráfico que os intervalos mostrados
pelas setas verdes apresentam épocas com temperaturas mais baixas relativas aos anos que os
antecederam.
55
6.2 Comportamento da Pluviosidade em Períodos de El iño e La iña em Abrolhos
A figura 6.2 ilustra o comportamento da pluviosidade entre os anos de 1972 e 2003. O gráfico
oscila entre o ano que apresentou maior pluviosidade, 1991, com 3374 mm de chuvas e o ano menos
chuvoso, 2000, com 241 mm de chuvas.
Pluviosidade (Anual)
4000
3000
2500
2000
1500
1000
Pluviosidade (mm)
3500
500
0
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
1972
Ano
Figura 6.2-Gráfico ilustrando o comportamento da pluviosidade em Abrolhos nos anos estudados. As setas pretas e
azuis determinam períodos de El iño com intensidade forte e moderada respectivamente e as setas verdes identificam
períodos de La iña. As larguras das setas representam o espaço de tempo da ocorrência do evento. A linha horizontal
preta representa a média de chuvas para este período.
Nessa figura, nos anos de El iño, as chuvas não apresentam um comportamento regular, ou
seja, nos períodos do evento, podemos identificar tanto altos índices pluviométricos, como no período
entre 1990-1993, como baixos índices pluviométricos como em 1997-1998. Os anos de La iña,
representados pelas setas verdes, estão apresentados sempre por períodos de baixa pluviosidade, ou
seja, abaixo da média.
56
6.3 δ18O X TSM X Pluviosidade
Os resultados da comparação entre o conteúdo isotópico do oxigênio, da temperatura da água e
da pluviosidade, ilustradas na figura 6.3, que apresenta uma escala mensal do comportamento do δ18O,
foram inicialmente separados em intervalos limitados a partir de mudanças no comportamento desses
parâmetros em relação à média dos valores da variável dos trinta anos estudados, ou seja, entre os anos
de 1973 a 2003. Em azul pode-se observar a oscilação da variável δ18O e em vermelho a TSM. As
linhas horizontais representam os valores médios do δ18O e da TSM, sendo -3,12‰ e 25,7ºC
respectivamente. As setas representam anos de El iño, que costumam causar aquecimento no oceano
Atlântico, as pretas determinam anos de El iño com forte intensidade e as azuis com moderada
intensidade.
δ18O X TSM (Mensal)
29,7
-1,62
2
3
4
5
6
27,7
-2,12
25,7
-2,62
23,7
-3,12
21,7
-3,62
19,7
-4,12
δ18O (%o )
Temperatura (ºC)
1
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Figura 6.3- Gráfico ilustrando o comportamento mensal do δ18O em azul e TSM em vermelho em um intervalo mensal
no período de 1973-2003. O gráfico foi construído usando uma média móvel de 6. As linhas horizontais são as médias
dos valores de δ18O e TSM em azul e vermelho respectivamente. Nos intervalos as setas indicam períodos de El iño
(preta de intensidade forte e azul com intensidade moderada). As larguras das setas representam o espaço de tempo da
ocorrência do evento. As linhas verticais e os números separam intervalos de análises.
Ao longo dos 30 anos, em geral, o comportamento dos parâmetros avaliados na figura 6.3
não apresenta padrão definido, ou seja, os valores das variáveis oscilam acima e abaixo das médias
constantemente.
57
Numa visão geral a temperatura e o δ18O apresentam comportamento simétrico em parte do
intervalo, entre 1973 e 1993 e apresenta um comportamento inverso entre 1994 e 2003.
Contudo, em alguns intervalos de tempo o valor do δ18O tende a ser maior e em outros, menor,
que o valor médio. Nesta seção, este comportamento será descrito segundo tais intervalos, demarcados
no gráfico por linhas verticais e números inteiros.
No intervalo 1, entre 1973 até meados de 1975, pode-se observar que os valores de δ18O estão
predominantemente abaixo da média. Neste período de três anos a temperatura oscila muito próximo à
média e o índice de pluviosidade está abaixo da média dos trinta anos, tabela 5.2. O gráfico mostra que
neste primeiro intervalo os valores de δ18O são mais negativo que a média. Além disso, 1973 foi um
ano marcado pela ocorrência de El iño de forte intensidade. Este evento de El iño que em diversas
ocasiões associa-se a anomalias térmicas positivas no oceano Atlântico Tropical, não interferiu muito
na TSM média, não evidenciando neste intervalo uma resposta a este evento.
No segundo intervalo (2) compreendido entre meados do ano de 1975 a 1977 o comportamento
do gráfico muda. Nestes dois anos são verificados picos com valores de δ18O abaixo e acima da média,
os valores da TSM e da pluviosidade se apresentam próximos e abaixo da média.
Entre 1978 e 1981, o intervalo 3 representa um espaço onde não se observa anomalias
significativas de δ18O nem da TSM em relação a média, embora possa se verificar três eventos de El
iño com fraca intensidade (Tabela 2.1), ou seja, estes eventos com baixa intensidade não interferiram
no comportamento do gráfico.
De 1982 até o início de 1993, intervalo 4, o gráfico de δ18O apresenta valores que são
predominantemente superiores à média. Este intervalo apresenta valores da TSM acima da média e
pluviosidade acima da média (Tabela 5.2 ). Neste mesmo intervalo podemos observar três ocorrências
de El Niño, dois com intensidade forte e um com intensidade moderada. Logo após as setas pode ser
verificado no gráfico valores de δ18O mais baixos do que os predominantes neste intervalo, como é de
se esperar em períodos de evento de El iño, em que podem ocorrer anomalias térmicas. No gráfico,
onde são observados os períodos desse evento é percebido uma mudança no comportamento do δ18O;
antes das setas são verificados valores mais positivos de δ18O que corresponderiam a períodos mais
frios, com TSM relativas menores.
No início do intervalo 5 é verificado um vale com valores mais negativos de δ18O deste
intervalo, que pode ser resposta ao evento de El iño de 1990-1993 e seu comportamento após o ano
de 1994, parece ser o inverso do comportamento da curva de temperatura da água do mar. Neste
intervalo 5 que vai de 1993 ao final de 1997, observa-se entre 1994-1995 a presença de um El iño de
intensidade moderada que coincide com a presença de valores de δ18O mais negativos que o pico que o
58
antecede. Estes valores mais negativos são inversamente proporcionais ao aumento de temperatura,
mesmo que sutil, na superfície do mar.
No último intervalo (6), que compreende o início de 1998 até novembro de 2003, os valores de
δ18O estão abaixo da média, apresentando valores significativamente mais negativos. No início deste
intervalo é visível o comportamento inverso entre a TSM e o δ18O, ocorrendo à coincidência entre os
valores mais altos de temperatura com os valores mais negativos de δ18O.
Nesta figura fica visível a sensibilidade do coral Mussismilia braziliensis, aos períodos de
eventos El iño. Quanto a temperatura, apenas nos intervalos 5 e 6 o comportamento inverso dos
parâmetros está visível.
Considerando a pluviosidade, na figura 6.4 pode-se verificar como ela interfere na quantidade
18
de δ O de forma que geralmente quanto mais chuvas ocorrem no período, mais negativos são os
valores de δ18O. Nesta figura os anos com alta pluviosidade estão representados por setas pretas. Os
valores mais negativos associados às setas é relativo, ou seja, é um valor menor do que o valor anterior
e do que o posterior em questão. Todos os anos marcados por chuvas mais intensas, no gráfico são
apresentados por vales bem marcados (Figura 6.4).
δ18O (Mensal)
-2,12
-2,32
δ18O (%o )
-2,52
-2,72
-2,92
-3,12
-3,32
-3,52
-3,72
-3,92
-4,12
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Ano
Figura 6.4- Gráfico ilustrando o comportamento mensal do δ18O em um intervalo mensal no período de 1973-2003. O
gráfico foi construído usando uma média móvel de 3. A linha horizontal indica a média do valor de δ18O nestes anos
e as setas pretas anos de alta pluviosidade relativa.
59
Para se obter uma avaliação do comportamento de longo prazo da colônia aos parâmetros
ambientais, foi feito um estudo do comportamento da climatologia dos dados ao longo dos trinta anos
estudados.
O gráfico da Figura 6.5 foi obtido a partir das médias dos meses dentro do intervalo estudado.
Os cálculos foram feitos da seguinte forma: para cada mês (média mensal), foram calculadas as médias
dos meses correspondentes nos 30 anos de dados da TSM e do δ18O. Neste gráfico é possível observar
em praticamente todo o intervalo estudado o comportamento inverso entre os dois parâmetros. Apenas
entre os meses de julho para setembro o comportamento do gráfico é simétrico.
-3,080
24,0
-3,130
23,5
-3,180
23,0
dezembro
24,5
novembro
-3,030
outubro
25,0
setembro
-2,980
agosto
25,5
julho
-2,930
junho
26,0
maio
-2,880
abril
26,5
março
-2,830
fevereiro
27,0
janeiro
-2,780
Temperatura (ºC)
δ18O (%o )
δ18O X TSM (Médias Mensais)
Figura 6.5- Gráfico ilustrando o comportamento do δ18O (em azul) e da TSM (em vermelho). Gráfico obtido através
das médias calculadas dos meses dentro do intervalo estudado.
Na figura 6.6 é possível observar o gráfico que relaciona a climatologia mensal do δ18O e da
TSM com a climatologia das máximas mensais de chuvas dos meses durante os trinta anos estudados.
Os dados mensais de chuvas correspondem à soma dos valores diários em 30 ou 31 dias, e os
dados anuais, à soma dos valores de pluviosidade mensal. A partir dos dados de pluviosidade anual foi
calculada uma média climatológica, neste caso, de 29 anos, pois essa é a extensão da série temporal
disponível. Estes dados então na Tabela 5.2.
60
δ18O X TSM X Pluviosidade (Médias Mensais)
50,00
40,00
30,00
20,00
27,0
-3,130
23,5
-3,180
23,0
dezembro
24,0
novembro
-3,080
outubro
24,5
setembro
-3,030
agosto
25,0
julho
-2,980
junho
25,5
maio
-2,930
abril
26,0
março
-2,880
fevereiro
26,5
janeiro
10,00
-2,830
Temperatura (ºC)
δ18O (%o )
Pluviosidade (mm)
60,00
Figura 6.6- Gráfico ilustrando o comportamento do δ18O (em azul), da TSM (em vermelho) e as máximas mensais de
chuvas (em preto). Gráfico obtido através de médias calculadas dos meses dentro do intervalo estudado.
O gráfico que representa as médias máximas mensais de chuvas (6.6) indica que este parâmetro
tem um comportamento praticamente concordante com a temperatura, ou seja, na área estudada os
meses em que a temperatura da água é maior são em geral os meses com maior pluviosidade, e viceversa. Pode ser observado, também, que os meses de novembro e dezembro são os que se destacam
pela presença dos maiores índices pluviométricos.
Os gráficos da Figura 6.7 apresentam a comparação entre os valores de δ18O e da TSM no
próprio mês (a) e com um mês de defasagem do δ18O. Isto foi feito com a finalidade de verificar
alguma interferência que pode ter ocorrido e ter sido acumulada ao longo dos meses. Este teste pode
ajudar na verificação da incorporação tardia desses efeitos. Esta figura apresenta a dispersão feita com
os dados de δ18O e da TSM. A dispersão mostra a linha de tendência decrescente que representa um
comportamento inverso entre as variáveis em questão. Em cada gráfico desta figura é observado as
equações do gráfico e os valores de R. Na Figura 6.7a todos os meses estão representados na imagem,
mas, pode ser observado um ponto (mostrado pela seta vermelha) que está fora do domínio dos outros
61
pontos. Este ponto em destaque representa o mês de janeiro. Na figura b este mês foi excluído da
apresentação do gráfico, melhorando assim a dispersão dos dados e o valor de R.
Na figura 6.6 pode-se observar que os meses de novembro e dezembro são os mais chuvosos.
Este excesso de chuva pode ter interferido na incorporação do δ18O no mês seguinte, janeiro.
-3,0
-3,024,0
25,0
26,0
27,0
-3,1
-3,1
-3,1
-3,1
-3,1
-3,2
-3,2
y = -0,0124x - 2,7978
R=0,3
R=
- 0,3
-3,1
-3,124,0
25,0
26,0
-3,1
-3,1
-3,1
-3,1
-3,1
-3,1
-3,2
-3,2 y = -0,0197x - 2,6173
-3,2
R=R=0,6
- 0,6
27,0
Figura 6.7 – (a) Gráfico de dispersão mostrando o comportamento do δ18O e da TSM, obtido através de
médias calculadas dos meses dentro do intervalo estudado. (b) idem, excluindo o mês de janeiro. A seta
vermelha na figura (a) chama a atenção para o mês de janeiro que foi excluído para a construção do
gráfico (b).
6.4 Sr/Ca X TSM e Sr/Ca X δ18O
Tal como indicado no item 2.6.1.1 deste estudo, as razões geoquímicas Sr/Ca também podem
ser utilizadas como geotermômetros e esta razão nos reporta um comportamento semelhante à razão
isotópica δ18O.
Podemos verificar na figura 6.8 o comportamento dessa razão geoquímica e da TSM numa
resolução anual entre os anos de 1974 a 2002. O estudo nesta resolução está representado a partir do
ano de 1974, segundo a aplicação do LAG, descrito na metodologia.
62
Sr/Ca X TSM (Anual)
30,7
0,0530
29,7
0,0480
28,7
Temperatura (ºC)
Sr/Ca (m mol/mol)
0,0430
27,7
26,7
0,0380
25,7
0,0330
24,7
0,0280
23,7
0,0230
22,7
21,7
0,0180
20,7
0,0130
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
Figura 6.8- Gráfico ilustrando o comportamento do Sr/Ca (em verde) em relação a TSM (em vermelho). As setas
indicam os períodos de El iño, as pretas de intensidade forte e as azuis de intensidade moderada. As larguras das
setas representam o espaço de tempo da ocorrência do evento A linha horizontal preta mostra a média do valor de
Sr/Ca e TSM no período estudado.
Na figura 6.8 é observado que a razão geoquímica de 1974 até 1984 apresenta um
comportamento aproximadamente inverso com a TSM. Entre 1985 e 1993 os valores de Sr/Ca e TSM
apresentam uma relação direta e entre 1994 e 2002 eles voltam a apresentar um comportamento
inverso. Entre 1974 e1988 a relação Sr/Ca se encontra acima da média, que é representada pelo valor
0,033 mml/mol. Esta média pode ser vista no gráfico marcada pela linha horizontal preta. Entre os
anos de 1989 até 2003 os valores se distribuem abaixo da média.
Em 1974 a curva da razão Sr/Ca se encontra próximo a média e logo nos anos seguintes o valor
aumenta até 1976 e depois vai declinando exponencialmente até o ano de 1985. Neste intervalo, onde o
Sr/Ca se encontra acima da média, podemos verificar uma seta preta e uma azul que indicam eventos
El iño que podem configurar temperaturas mais altas no oceano Atlântico Sul. Nesta mesma figura
podemos verificar que as setas indicadoras da ocorrência de eventos El iño coincidem com aumentos
relativos da TSM. Contudo, a razão geoquímica Sr/Ca, nesta resolução anual não responde da mesma
forma aos eventos El iño.
O segundo intervalo no gráfico está representado por valores abaixo da média da série. Neste
intervalo a TSM diminui até 1992 e depois aumenta até 1994 e logo em seguida tende a diminuir só
63
aumentando novamente em 1999. A razão geoquímica acompanha a TSM até 1992 e depois assume
um comportamento inverso até 2002. Entre 1990 e 1993 foi registrado um período de El iño com
intensidade forte, embora no gráfico não se perceba anomalia térmica, em relação a média de Sr/Ca
neste período, foi incorporada uma baixa quantidade do elemento em relação aos valores anteriores.
Em 1997-1998 foi marcado por um evento climático de El iño, que não se reflete na temperatura
média anual, mas, logo após este evento
é perceptível a diminuição brusca da razão Sr/Ca.
Observando a figura, sempre após um evento de El iño a razão geoquímica permanece baixa por
algum tempo.
Na figura 6.9 pode-se verificar o comportamento da razão geoquímica Sr/Ca em relação à
razão isotópica δ18O.
δ18O x Sr/Ca (Anual)
0,05
-2,00
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
-2,20
0,05
-2,60
0,04
-2,80
0,03
-3,00
0,03
-3,20
0,02
-3,40
0,02
-3,60
0,01
δ18O (%o )
0,04
Sr/Ca (m mol/mol)
-2,40
Figura 6.9- Gráfico ilustrando o comportamento do δ18O (em azul) e da razão geoquímica Sr/Ca (em
verde) em uma resolução anual. O gráfico foi construído com uma média móvel de 2.
Numa resolução anual os gráficos indicam um comportamento inverso desde 1974 até 1984 e
após este intervalo o comportamento destes valores é simétrico.
Este comportamento
confirma que as
duas
razões
possuem
um
comportamento
predominantemente concordante o que é esperado segundo a leitura das bibliografias citadas.
64
6.5 Sr/Ca - δ18O e a Salinidade (SSM)
Neste estudo foi realizado um teste, utilizado por alguns autores (por exemplo, McCulloch et
al.1994; Gagan et al. 1998 e Hend et al. 2002). Este teste consiste em subtrair o valor de Sr/Ca do
valor de δ18O, após normalizados os dados. Feito esta subtração obtém-se uma componente resultante
que indicará o comportamento da salinidade da região estudada. Para validar esta idéia, neste estudo,
foi construído um gráfico (Figura 6.8), que relaciona o comportamento da componente encontrada com
o índice de pluviosidade da região em estudo.
(Sr/Ca – δ18O) X Pluviosidade
5
4,00
4
3,00
Sr/Ca – δ18O
2,00
2
1,00
1
Pluviosidade
3
0,00
0
2002
2000
1998
1996
1994
1992
1990
1988
1986
1984
1982
1980
1978
1976
1974
-1
-1,00
-2
-2,00
-3
-3,00
Figura 6.10- Gráfico ilustrando o comportamento do resultado da subtração entre Sr/Ca e δ18O (em
azul) e a Pluviosidade (em cinza) numa escala anual. As linhas verticais e os números representam
intervalos de análises. A linha horizontal com os anos estudados representa a média dos valores
normalizados.
Observando a Figura 6.10 percebe-se que a curva da diferença (Sr/Ca – δ18O) pode ser
dividida em três momentos: valores acima da média até 1981, abaixo da média entre 1981 e 1998 e
novamente acima da média entre 1999 e 2002. Com a curva da pluviosidade tem comportamento
especular em relação ao comportamento geoquímico, com a diferença que no período 1974 a 1981, os
65
valores normalizados estão próximos à média. No intervalo 1981 a 1998 a pluviosidade anual está
predominantemente acima da média climatológica e entre 1999 a 2002, abaixo da média.
Assim, é muito evidente o comportamento predominantemente inverso entre os parâmetros
estudados. Essa relação é esperada uma vez que a salinidade deve variar inversamente à pluviosidade,
ou seja, quanto maior a quantidade de chuva menor a salinidade no local.
6.6 δ13C X TSM e Pluviosidade
Na figura 6.11 foi feita uma comparação entre o δ13C e a precipitação pluvial total no ano.
δ13C X Pluviosidade
4297
0,29
3597
δ13C (%o)
2897
-0,71
2197
-1,21
1497
-1,71
797
-2,21
97
Pluviosidade (mm)
-0,21
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Figura 6.11- Gráfico ilustrando o comportamento do δ13C (em rosa) em relação a Pluviosidade (em
preto) numa resolução anual. São apresentadas também as médias para cada parâmetro com suas
respectivas cores (linhas horizontais).
Comparando as duas variáveis até 1977 quando a chuva está abaixo da média o δ13C se
apresenta entre a média e acima dela. Entre 1978 a 1982 a chuva está entre a média e acima dela e o
δ13C abaixo de sua média, entre 1983 e 1989 a chuva continua oscilando entre a média e acima dela e
o δ13C aumenta apresentando valores acima da média. De 1990 a 1994 a chuva continua acima da
média e sobe bruscamente e o δ13C baixa consideravelmente seus valores. A partir daí a chuva começa
66
a diminuir e o δ13C após atingir o seu maior pico em 1994, começa a atingir valores cada vez mais
baixos.
Nessa figura observa-se um comportamento parcialmente inverso entre δ13C e a pluviosidade,
notando-se que nos intervalos onde isso ocorre quanto mais nebulosidade presente na água menos 13C
é incorporado ao esqueleto do coral, ocorrendo, assim, uma diminuição no δ13C.
Vale ressaltar que nos anos onde este gráfico apresenta uma relação direta, são períodos de El
iño (1982-1983, 1986-1988, 1995-1995, 1997-1998), com exceção do evento de 1990-1993 que é
onde está o maior pico de pluviosidade do gráfico.
6.7 Estudo da Relação entre a Taxa de Calcificação e δ13C, δ18O e Sr/Ca
Esta etapa dos resultados apresenta como os parâmetros isotópicos e a razão geoquímica se
comportam em relação à taxa de calcificação do esqueleto da espécie de coral estudada.
Nesse item também foi verificada a interferência da chuva na calcificação, associando os
períodos chuvosos a alta nebulosidade.
Na figura 6.12 em geral é observado um comportamento inverso entre o δ13C e a taxa de
calcificação. Observando a figura nota-se que quanto maior a taxa de calcificação maior a
incorporação do carbono mais leve, conseqüentemente menor a incorporação do 13C.
67
δ13C X Calcificação (Anual)
4,35
0,29
3,35
-0,21
2,85
2,35
-0,71
1,85
-1,21
δ13C ( %o)
Calcificação (g.cm-2)
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
3,85
1,35
-1,71
0,85
0,35
-2,21
Figura 6.12- Gráfico ilustrando o comportamento do δ13C (em rosa) e da taxa de calcificação (em
marrom) em uma resolução anual. As linhas horizontais mostram as médias das variáveis nas suas
respectivas cores.
Inicialmente o δ13C se apresenta oscilando entre a média e abaixo dela até 1982 e neste mesmo
período a calcificação se apresenta oscilando predominantemente entre a média e acima dela. De 1983
a 1985 a calcificação passa a oscilar abaixo da média enquanto que o δ13C assume valores altos. A
partir daí, a calcificação oscila entre a média e os valores de δ13C se apresentam entre a média,
ressaltando picos (valores altos) desses valores nos anos de 1994, 1995 que apresentam valores de
calcificação relativamente baixos.
Ainda observa-se neste gráfico que os anos com baixa calcificação relativa, coincidem com os
períodos de alta pluviosidade relativa (Figura 6.13). Estes períodos com altos índices de chuvas
configuram uma situação de alta nebulosidade e, por conseguinte baixa fotossíntese.
Na figura 6.13 está apresentado o comportamento da pluviosidade em Abrolhos, as setas verdes
no gráfico indicam os anos de alto índice de chuvas. A figura 6.14 mostra a pluviosidade em Alcobaça
que é a cidade mais próxima de Abrolhos onde foi obtido dados de Pluviosidade. A presença da figura
6.14 confirma os dados de chuvas da figura 6.13.
68
Pluviosidade Anual
(Abrolhos)
3500
3150
Pluviosidade (mm)
2800
2450
2100
1750
1400
1050
700
350
0
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Figura 6.13 - Comportamento anual da pluviosidade em Abrolhos no período estudado. As setas verdes e
círculos pretos indicam alguns anos com altos índices pluviométricos.
Pluviosidade Anual
(Alcobaça)
2500
Pluviosidade (mm)
2000
1500
1000
500
0
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Figura 6.14 – Comportamento anual da pluviosidade em Alcobaça durante o período estudado.
69
A figura 6.15 ilustra o comportamento do δ18O em relação à taxa de calcificação do coral.
Entre os anos de 1973 e 1979. Os valores de δ18O estão oscilando próximo a média e abaixo dela e a
taxa de calcificação oscila entre a média, com a maioria dos valores acima, mas com dois picos abaixo
da mesma. Entre 1980 e 1999 o gráfico de δ18O oscila próximo a média e acima dela, enquanto a
calcificação oscila entre a média e com a maioria dos valores abaixo dela. A partir de 2000 os valores
de δ18O diminuem bruscamente enquanto os valores da taxa de calcificação se encontram abaixo da
média elevando um pouco a partir de 2001. Em uma análise geral o comportamento do δ18O é inverso
com a calcificação.
Este gráfico pode demonstrar uma relação ao longo do tempo entre os dois parâmetros, ou seja,
a incorporação do δ18O ao longo do tempo pode variar com a taxa de calcificação do coral Mussimilia
braziliensis.
δ18O X Calcificação
-2,72
2,85
-2,92
-3,12
2,35
-3,32
1,85
δ18O (%o )
Calcificação (g.cm-2 )
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
3,35
-3,52
1,35
-3,72
0,85
-3,92
0,35
-4,12
Figura 6.15 – Gráfico ilustrando o comportamento do δ18O (em azul) em relação à taxa de calcificação
do coral (em marrom). As linhas horizontais indicam as médias das variáveis nas suas respectivas cores.
70
O gráfico da figura 6.16 ilustra a relação entre a razão geoquímica Sr/Ca com a taxa de
calcificação do coral.
Sr/Ca X Taxa de Calcificação
3,35
0,053
0,048
Calcificação (g.cm-2 )
0,043
0,038
2,35
0,033
0,028
1,85
0,023
1,35
Sr/Ca (m mol/mol)
2,85
0,018
0,013
0,85
0,008
0,35
0,003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
Figura 6.16 – Comportamento do Sr/Ca (em verde) em relação à taxa de calcificação do coral
(em marrom). As linhas horizontais indicam as médias das variáveis nas suas respectivas cores.
Neste gráfico é possível observar que ao longo do tempo a quantidade de incorporação da razão
Sr/Ca diminui consideravelmente, enquanto a calcificação permanece oscilando em termo da média.
Neste gráfico é possível separar o comportamento da razão geoquímica em dois intervalos de 1974 até
1988 onde os valores se encontram acima de média e entre 1989 e 2002 onde os valores deste
parâmetro estão abaixo da média. No entanto não é possível relacionar o comportamento deste
parâmetro com o comportamento da taxa de calcificação, pois, não há qualquer relação entre as
variáveis em questão.
71
7. DISCUSSÃO
TSM, Pluviosidade e δ18O
Os corais escleractínios segregam esqueleto de aragonita e incorporam uma grande variedade
de marcadores químicos. Os marcadores Sr/Ca e δ18O são considerados os mais confiáveis para a
variação da TSM, apesar de mudanças no δ18O na água do mar poder alterar significativamente a
reconstrução a partir de δ18O nos corais, pois as variações do δ18O na água do mar podem estar ligadas
a mudanças relacionadas à evaporação, precipitação, salinidade, além de existir muita incerteza quanto
ao estado de incorporação de elementos traços e isótopos estáveis no esqueleto do coral (Corrège
2006).
Existem fenômenos climáticos que interferem no transporte de calor nos trópicos e que podem
variar numa escala interanual. O fenômeno mais conhecido como El iño (ENSO – El iño Southern
Oscillation) é um dos que mais interferem neste fator.
A influência deste evento, que provoca anomalias térmicas no Oceano Atlântico Sul, pode ser
interpretada nos gráficos resultantes deste estudo, associada à incorporação das razões isotópicas e
químicas a alterações na TSM.
A TSM na região de Abrolhos, em alguns anos, responde positivamente aos eventos de El
iño, apresentado um significativo aumento de temperatura relativa nos anos de ocorrência desse
evento, como pode ser observado na figura 6.1. Como existem picos de TSM que não estão associados
a estes eventos, isso indica que a variação da temperatura da superfície do mar (TSM) não está
associada apenas aos eventos globais como o ENSO. A variabilidade da TSM e das suas anomalias
têm também influência de modos regionais do Oceano Atlântico, tal como ocorre com a pluviosidade
sobre o Brasil (Grimm 2003). Por outro lado, essa mesma autora mostra que em algumas situações, a
influência do ENSO existe numa escala mensal, mas é “escondida” quando se trabalha com dados
anuais. Já os eventos de La iña não apresentam qualquer padrão de alteração com a TSM.
Em relação à pluviosidade os anos de El iño estão geralmente marcados por épocas de
baixos índices pluviométricos na região de Abrolhos. A influência deste fenômeno na evolução
costeira é sintetizada por Martin et al. 1996. A redução da precipitação associada a frentes frias ocorre
porque nesses períodos de ENSO, forma-se um fluxo de jato (jet stream) que cruza o continente sulamericano, bloqueando a progressão das frentes frias, que ficam estacionadas no sul/sudeste,
ocasionando uma acentuada precipitação na região sul brasileira (Martin & Suguio 1992). Os eventos
72
de La iña marcam um pequeno aumento da pluviosidade. Contudo, não se pode traçar nenhum
controle entre a pluviosidade e o La iña.
Os comportamentos do δ18O e da TSM devem ser inversos (Leeder 1996, Gagan et al. 2000).
Ou seja, quanto maior a TSM mais negativos devem ser os valores de δ18O no organismo. Numa visão
geral, na colônia estudada, foi possível verificar que em uma resolução mensal estas variáveis possuem
um comportamento parcialmente inverso. No início de 1973, como pode ser observado na figura 6.3,
ocorre um vale bem marcado. Os valores mais negativos mostrados neste intervalo 1, podem ser
explicados por um evento El iño registrado nesta época, o qual marcou um almento da TSM.
No intervalo seguinte entre 1976-1977 os valores de δ18O e TSM da figura 6.3 oscilam
próximo da média, passando de um valor mais baixo de δ18O para um valor alto que pode estar
associado a uma diminuição de temperatura relativa ao primeiro intervalo. Depois o valor de δ18O
oscila próximo da média até meados de 1981. No intervalo compreendido entre 1982 a 1993, o quarto
intervalo, pode ser observado que a linha de δ18O permanece acima da média, apresentando
diminuição brusca em três pontos principais mostrados pelas setas. A temperatura neste intervalo
oscila predominantemente entre a média e acima dela. Este aumento de temperatura deveria induzir
uma diminuição de δ18O, mas o comportamento deste parâmetro permanece acima da média. Porém,
algumas diminuições bruscas do δ18O estão coincidindo com períodos de El iño, bem marcados.
Sendo assim, a presença do evento pode estar interferindo na razão isotópica de outra forma e esta
interferência pode estar associada a outro fator associado ao El iño como, por exemplo, períodos com
baixos índices pluviométricos nos anos de 1983, 1984, 1986, 1987, 1988, 1989 (Figura 6.2). A
diminuição da chuva interfere no balanço isotópico do oxigênio na água do mar, aumentando a
quantidade do isótopo mais pesado e sua disponibilidade para ser incorporado (Klein, 2005). A
exceção ocorre no período de 1991 onde se encontra o maior pico pluviométrico, porém neste período
a TSM diminui bruscamente, justificando este comportamento. Portanto, o aumento do δ18O pode ser
controlado pela diminuição da TSM, mas pode receber interferência também do índice pluviométrico.
O intervalo 5, compreendido entre os anos de 1993 e final de 1997 o δ18O continua oscilando
acima e entre a média. Este intervalo corresponde a TSM médias, ocorrendo apenas entre 1994-1995
um El iño com intensidade moderada que marca no gráfico um empobrecimento relativo de δ18O em
relação ao ano que o antecede. Neste intervalo, entre 1995-1998, a quantidade de chuvas também está
abaixo da média (figura 6.2), interferindo também na disponibilidade isotópica (aumentando o δ18O).
Entre o intervalo 5 e 6 (1997-1998), existe um período de El iño, que não determina qualquer
interferência significativa no gráfico.
73
No último período que compreende o início de 1998 até novembro de 2003, existe inicialmente
um aumento de δ18O, que se relaciona com uma TSM baixa e depois, com um aumento gradativo da
temperatura, segue-se uma diminuição gradativa de δ18O.
Este comportamento de mudança de valores isotópicos de δ18O em relação à TSM ocorre em
resposta ao fracionamento isotópico. Este fracionamento que é a “separação” dos átomos leves e
pesados ocorre porque as moléculas e átomos possuem freqüências (ou movimentos, energias,
velocidades) (Klein 2005) como foi visto no item 3.2 deste trabalho. Sendo assim, no fluido
calcificante, em períodos mais quentes, o
16
O tem maior facilidade de ser incorporado no sistema
fazendo com que a quantidade de δ18O no coral diminua nestes períodos. Vale ressaltar a importância
da interferência da quantidade de chuva na disponibilidade dos isótopos na água do mar.
No estudo climatológico (Figura 6.5) fica evidente o comportamento inverso entre a TSM e o
δ18O. Esta resposta fica mais clara com esse tratamento, pois com ele obtém-se uma resposta de longo
prazo dos parâmetros, reduzindo a importância da variabilidade de curto prazo na temperatura e na
absorção dos isótopos de oxigênio.
A figura 6.6 demonstra a interferência da pluviosidade na incorporação do δ18O. Alguns
valores baixos de δ18O podem ser resultados retardados da ação da alta pluviosidade no esqueleto
coralíneo. A presença da alta concentração de chuvas interfere na distribuição dos isótopos na água,
pois, segundo vários autores citados o conteúdo isotópico de oxigênio nos oceanos depende
basicamente do fracionamento que ocorre no ciclo hidrológico que envolve evaporação e condensação
e que a água da chuva é mais rica no isótopo de oxigênio mais leve, ou seja, possui maior quantidade
de 16O do que 18O.
A resposta do coral estudado a este aumento de quantidade de 16O na água do mar pode ocorrer
de forma defasada. Ou seja, ao longo dos trinta anos estudados os meses mais chuvosos (novembro e
dezembro) apresentaram uma interferência na incorporação dos isótopos no organismo em janeiro
(Figura 6.7).
Uma resposta não tão exata para alguns intervalos marcados pode estar associada ao fato que
alguns autores reportam, como Weber & Woodhead (1970) que os esqueletos coralíneos se formam
fora do equilíbrio isotópico com a água do mar e que para o δ18O ser um bom geotermômetro é
necessário que este equilíbrio ocorra. Em contrapartida parte dos resultados que são mostrados neste
estudo confirmam a relação inversa entre δ18O e TSM. Isto talvez seja possível, pois, a maioria dos
elementos utilizados na calcificação é proveniente do CO2 metabólico do coral (Furla et al. 2000).
74
Na seqüência de trabalhos Goreau (1977), Emiliani et al. (1978), Fairbanks & Dodge (1978),
demonstram que o δ18O do coral poderia ser usado para resolver uma variabilidade mensal na TSM e
assim foi feito no presente estudo.
É evidente que o transporte de oxigênio é complexo por envolver diferentes formas químicas
de CO2 para CO3-2. Estas formas do carbono inorgânico dissolvido (DIC) estão presentes na água do
mar, mas sua composição isotópica pode ser modificada a partir da respiração e da fotossíntese das
zooxantelas e durante seu transporte para os locais de calcificação (McConnaughey 1989; Cohen &
McConnaughey 2003; Allemand et al. 2004).
Além da TSM e a pluviosidade, outros fatores podem afetar potencialmente o δ18O do coral; a
taxa de crescimento, luz, hábitos alimentares e atividade metabólica. Estudos tratando da interferência
desses outros fatores na calcificação de diferentes espécies de corais estão sendo realizados, a exemplo
de: Goreau (1959), Barnes e Crossland (1980), Reynaud-Vaganay et al. (2001), Oliveira (2002),
Oliveira et al. (2003).
TSM X Sr/Ca
Embora historicamente o δ18O tenha sido usado primeiro como um marcador da TSM, a
relação Sr/Ca, em teoria, é um marcador muito mais “limpo”, porque a variabilidade desses elementos
na água do mar é muito menor que a do δ18O (Corrège 2000).
Weber (1973) foi o primeiro a reconhecer a razão Sr/Ca como um indicador de TSM, mas
discute-se a importância da taxa de crescimento do coral em relação ao Sr/Ca para indicador de TSM.
No presente estudo a figura 6.8 ilustra a razão Sr/Ca e a TSM numa resolução anual, e as setas
determinam anos de El iño. Este gráfico não apresenta uma relação inversa em toda sua extensão.
Porém os anos dos eventos de El iño estão marcados por uma posterior e relativa diminuição de
Sr/Ca no coral. De acordo com o resultado o Sr/Ca também não é completamente controlado pela
TSM. Uma interferência nos resultados também pode estar associado com a amostragem, pois, neste
caso foram feitos cortes em mais de um coralito. No topo do testemunho, que representa o ano de
2003, as fatias cortadas interceptavam apenas um coralito no eixo de crescimento. Ao passo que os
cortes se aproximavam da base, houve uma inclinação do eixo de crescimento, promovendo a
amostragem de coralitos diferentes em cada fatia cortada.
Na figura 6.9 o gráfico mostra o comportamento do Sr/Ca em relação o δ18O, numa resolução
anual.
75
É observado predominantemente um comportamento semelhante entre os dois parâmetros,
como esperado. Os resultados obtidos mostram que o δ18O e a razão Sr/Ca são provavelmente
impulsionadas pela variação de TSM, mas, no que diz respeito ao δ18O, a pluviosidade é fator
indispensável na quantidade dos isótopos incorporados, como afirmam Cohen e McConnaughey
(2003).
δ18O, Sr/Ca e o papel da pluviosidade e da salinidade
Segundo McCulloch et al. (1994), Gagan et al. (1998) e Hend et al. (2002), entre outros, as
razões do Sr/Ca podem ser acoplados a δ18O e obter-se mais informações sobre o ambiente. Este teste
foi feito neste estudo e está ilustrado na figura 6.10 indicando que o resultado da subtração dos valores
de Sr/Ca e δ18O relaciona-se com a salinidade. A resultante desta operação tem um comportamento
completamente inverso ao da pluviosidade. Além disso, a pluviosidade é também controladora da
salinidade e pode exercer influência na concentração de δ18O.
δ13C e a Pluviosidade
A interpretação ambiental para as espécies de carbono (13C/12C) incorporados no esqueleto do
coral relata como a incorporação do δ13C é complicada por causa das interações com os processos
fisiológicos, como a fotossíntese realizada pelos simbiontes (Grottoli e Wellington, 1999). Portanto a
aplicação do sinal δ13C no coral como um proxy de clima passado tem sido dificultado.
Neste estudo ficou claro o comportamento inverso entre δ13C e a pluviosidade, apontando que
quanto maior a nebulosidade menor é o valor do δ13C do esqueleto. A nebulosidade interfere na
realização da fotossíntese, que é desempenhada com maior intensidade na presença da luz pelas
zooxantelas no coral e esta fotossíntese contribui para o aumento da deposição de carbonato de cálcio
(Swart et al. 1996).
δ18O, δ13C e Sr/Ca e a Calcificação
Observando a figura 6.12 e as setas da figura 6.13, conclui-se que nos anos com alta
nebulosidade a calcificação é reduzida.
A figura 6.12 mostra que quanto maior a calcificação menor o δ13C. Este resultado está
relacionado diretamente com a temperatura, pois, quanto maior a temperatura mais facilmente as
76
moléculas mais leves (12C) se incorporam ao esqueleto do coral, com isso δ13C, diminuirá. Este
resultado comprova que o processo de calcificação nesta espécie de coral possui um controle
considerável da temperatura. Portanto, quanto maior a temperatura, maior a absorção, pelo coral, do
12
C do fluido calcificante.
Nos resultados em relação à calcificação o δ18O e o Sr/Ca possuem comportamentos
diferenciados. Na figura 6.15 onde pode ser visualizado o comportamento do δ18O comparado com o
da calcificação, verifica-se que estas duas variáveis possuem um comportamento inverso. Este
comportamento remonta ao fato de que a calcificação é acelerada pela temperatura e esse aumento da
temperatura durante a calcificação aumenta a incorporação do isótopo mais leve, diminuindo, assim, a
quantidade de 18O no esqueleto coralíneo. Isto pode determinar que quanto mais rápida a calcificação
maior a incorporação do oxigênio mais leve e menor o valor do δ18O. Este comportamento deveria ser
apresentado também na figura 6.16, onde pode ser visualizado o comportamento do Sr/Ca e da
calcificação, já que o Sr/Ca e o δ18O possuem um comportamento semelhante. A não apresentação
deste comportamento nos resultados deve estar associada ao modo de amostragem para a análise
geoquímica do estrôncio. Como já citado anteriormente, a amostragem pode ter sido feita propiciando
a participação de coralitos diferentes em cada fatia que representa um trimestre do ano em questão.
Essa interferência pode ter se acumulado gradualmente amostrado, provocando vieses nas análises
geoquímicas.
77
8. CO.SIDERAÇÕES FI.AIS
Com este estudo foi verificado que a razão de δ18O e a razão Sr/Ca podem ser controladas pela
TSM na espécie de coral Mussismilia braziliensis, e essas razões podem ser utilizadas como
indicadores de alterações da referida variável (TSM). Os melhores resultados estão associados a
resoluções mensais destes parâmetros. Verificou-se também a sensibilidade dessas razões aos eventos
globais de alterações de temperaturas como o El iño e a importância da pluviosidade na incorporação
do δ18O que, por sua vez, está relacionada, também, com a salinidade da água do mar.
Observou-se também que a incorporação do δ13C no esqueleto do coral Mussismilia
braziliensis está relacionada à pluviosidade e foi confirmado a interferência da “atividade vital” na
incorporação desse elemento.
A variabilidade do δ18O comporta-se de modo inverso ao da calcificação, mostrando que a
TSM é um dos fatores que interferem tanto na incorporação desse isótopo pelo coral como na
calcificação do seu esqueleto.
Controlar o local e a estrutura no esqueleto do coral onde são feitas as amostragens é de
fundamental importância na obtenção de resultados adequados. Além disso, a resolução (espessura)
dos cortes também contribui para esse problema. A dificuldade na interpretação da relação entre a
variabilidade da razão geoquímica Sr/Ca pode ter originado nesses aspectos. Os cortes ao longo do
eixo de crescimento dos coralitos, e o ângulo desses cortes, devem ter ocasionado uma “mistura” de
informações, reunindo em uma amostra partes que foram formadas em diferentes períodos. Mesmo a
amostragem com maior resolução (0,5 mm) realizada para as análises isotópicas pode ter sido
influenciada pelo mesmo problema, incorporando desvios neste estudo.
Sugere-se que o metabolismo do coral é o principal problema a ser estudado para melhor
compreender a incorporação destes elementos no esqueleto deste organismo e assim aprimorar o uso
desses tipos de indicadores “proxies” de temperatura. Igualmente importante para esses estudos é
compreender a variação da concentração oceânica desses elementos.
Portanto, o avanço no entendimento da variabilidade dos indicadores isotópicos e geoquímicos
elementares alcançado neste estudo contribui para o aprimoramento do uso do coral Mussismilia
braziliensis (Verrill 1868) como uma ferramenta de reconstrução paleoambiental no Oceano Atlântico
Sul Tropical.
78
9. REFERÊ.CIAS BIBLIOGRÁFICAS
Alibert, C., McCulloch, M.T., 1997. Strontium/calcium ratios in modern Porites corals from the Great
Barrier Reef as a proxy for sea surface temperature: calibration of the thermometer and
monitoring of ENSO. Paleoceanography, 12: 345-363.
Amiel, A.J., Friedman, G.M., Miller, D.S., 1973. Distribution and nature of incorporation of trace
elements in modern aragonitic corals. Sedimentolog, 20: 47– 64.
Asmus H.E. 1970. Banco de Abrolhos, tentativa de interpretação genética. Petrobrás, DEXPRO,
DIVEX, Rio de Janeiro.
Allemand D., Ferrier-Pagés C., Furla P., Houlbréque F.. Puverel S., Reynaul S., Tambutté S., Zoccola
D. 2004. Biomineralisation in reef-building corals: From molecular mechanisms to
environmental control. C.R. Palevol , 3: 453-467.
Barbosa, L.M., Bittencourt, A.C.S.P., Dominguez, J.M.L. and Martin, L. 1986. The Quaternary coastal
deposits of the state of Alagoas: influence of the relative sea-level changes. In: J. RABASSA
Barreto H. T. E Milliman J.A. 1969. Esboço Fisiográfico da Margem Continental Brasileira. In:
Coletânea de Relatórios de Exploração. 1969. Editado por L.C. Toffoli-PETROBRÁS –
DEXPRO / DIVEX.
Barnes D.J. & Crossland, C.J. 1980. Diurnal and seasonal variations in the growt of staghorn coral
measure by time-lapse photography. Limnol. Oceanogr, 25: 1113-1117.
Barnes D.J. & Devereaux M.J. 1988. Variations in skeletal architacture associated with density
banding in the hard coral Porites. Journal of Experimental Marine Biology and Ecology, 121: 3754.
Barnes D.J. & Chalker B.E. 1990. Cacification and photosyntesis in reef-building corals and algae. In
Z. Dubinsky. (ed.) Coral Reefs., Elsevier, 109-131.
Barnes D.J., Lough J.M. 1992. Systematic variations in the deph of skeleton occupied by coral tissue
in massive colonies of Porites from the great barrier reef. J. Exp. Mar. Biol. Ecol, 159 (1): 113128.
Barnes D.J., Lough J.M. 1993. On the nature and causes of density banding in massive coral
skeletons. J. Exp. Mar. Biol. Ecol. 167 (1): 91-108.
Baccar, M.A. Comunicação Interna nº 36.556/69 de 9/12/69- PETROBRÁS
Beck J. W., Edwards R.L., Ito E., Taylor F.W., Recy J., Rougerie F., Joannot P., Henin C. 1992. SeaSurface Temperature from Coral Skeletal Strontium/Calcium Ratios. Science, 257: 644-646.
Bosscher, H. 1992 Growth potential of coral reefs and carbonate platforms. PhD, Vrije Universit,
Amsterdam, 160pp.
79
Boyer, P.R.1969. Thesis. Structure of the Continental Margin of Brazil-Natal. Impressão mimiográfica
do autor.
Brown B.E., Howard L.S. 1985. Assessing the Efects of “Stress” on the Reef Coral. Advances in
Marine Biology, 22: 1-63.
Bunchaft G., Kellner S.R.O.1997. Estatística sem Mistérios. Petrópolis, RJ. Ed. Vozes. 303p.
Campos C.W.M., Ponte, F.S., Miura K. 1974. Geologe of Brazilian Continental Margin. In: Burk,
C.A., and C/L. Drake (Eds.), The geology of Continental Margin. Spring-Verlag: 447-462.
Cane M.A. 1986. El Niño, annual revew of earth and planetary. Science 14:43-70
Cane M.A. 2005. The evolution of El Niño, past and future. Earth and Planetar Science Letters. 230:
227-240.
Carriquiry J., Risk M.J., Schwarcz, H.P. 1994. Stable isotope geochemistry of corals from Costa Rica
as proxy indicator of the El Niño/Southern Oscillation (ENSO). Geochim. Cosmochim. Acta 58:
335–351.
Chave, K.E., 1954. Aspects of the biogeochemistry of magnesium: I. Calcareous marine organisms. J.
Geol, 62: 266– 283.
Cole, J.E., Fairbanks, R.G., Shen, G.T., 1993. Recent variability in the Southern Oscillation: Isotopic
results from a Tarawa Atoll coral. Science, 260: 1790-1793.
Cohen, A., McConnaughey, T.A. 2003. Geochemical Perspectives on Coral Mineralization, 151-187.
Corrège, T., Delcroix, T., Re´cy, J., Beck, J.W., Cabioch, G., Le Cornec, F., 2000. Evidence for
stronger El Nin˜o Southern Oscillation (ENSO) events in a mid-Holocene massive coral.
Paleoceanography, 15: 465–470
Corrège, T. 2006. Sea surface temperature and salinity reconstruction from coral geochemical traces.
Palaeog., Palaeoc., Palaleoec, 232: 408-428.
Craig, H., Gordon, L.I., 1965. Deuterium and oxygen 18 variations in the ocean and the marine
atmosphere. In: Tongiorgi, E. (Ed.), Stable Isotopes in Oceanographic Studies and
Paleotemperatures. CNR, Pisa, pp. 9 –130.
Davies, P.J. and Montaggione, L.F., 1985. Reef growth and sea-level change: the environmental
signature. Proc.58th Int. Coral Reef Symp., 3: 477-511.
Delbeek J.C. & Sprung J. 1994. The reef aquarium – A comprehensive guide to the identification and
care of tropical marine invertebrates. Miami, Ricordea Publishing, 544 p.
DeVilliers S., Nelson, B.K., Chivas, A.R. 1995. Biological controls on coral Sr/Ca and δ18O
reconstructions of sea surface temperatures. Science, 269: 1247–1249.
DHN 1993. Atlas de Carta Piloto. Marinha do Brasil, Diretoria de Hidrografia e Navegação.
80
Dumbar, R.B. & J.E. Cole, 1993. Coral Records of Ocean-Atmosfere Variabilit. Report from
Workshop on Coral Paleoclimate Reconstruction, Nov 5-6 1992, La Parguera, Puerto Rico,
NOAA Climate & Global Change Program Special Report Nº10.
Dominguez, J.M.L., Bittencourt, A.C.S., Leão, Z.M.A.N. and Azevedo, A.E.G., 1990. Geologia do
Quaternário costeiro do Estado de Pernambuco. Rev. Bras. Geol., 20 (1-4): 208-215.
Dodge R.E. & J. Thomson, 1974. The natural radiochemical and growth records in contemporary
hermatypic coral from the Atlantic and Caribbean. Earth Planet. Sci. Lett., 23: 313-322.
Dunbar, R.B., Wellington, G.M., Colgan, M.W., Glynn, P.W., 1994. Eastern Pacific sea surface
temperature since 1600 A.D.: The δ18O record of climate variability in Galapagos corals.
Paleoceanography, 9: 291-315
Edwards, R.L. Chen, J.H., Ku, T.L., Wasserburg, G.J. 1987. Precise timing of the last interglacial
period from mass spectromrtric determination of thorium-230 in corals. Science, 236: 15471553.
Emiliani C., Hudson J.H., Shinn E.A., George R.Y. 1978. Oxygen and carbon isotopic growth record
in a reef coral from the Florida Keys and a deep-sea coral from Blake Plateau. Science, 202:
627– 62.
Epstein S., Buchsbaum R., Lowenstam H.A., Urey H.C., 1953. Revised carbonate-water isotopic
temperature scale. Bull. Geol. Soc. Am., 64: 1315–1326.
Fairbanks R.G., Dodge R.E. 1979. Annual periodicity of 18O/16O and 13C/12C ratios in the coral
Montastrea annularis. Geochim Cosmochim Acta, 43:1009–1020.
Fallon, S.J., McCulloch, M.T., Van Woesik, R., Sinclair, D.J., 1999. Corals at their latitudinal limits:
laser ablation trace element systematics in Porites from Shirigai Bay, Japan. Earth Planet. Sci.
Lett, 172, 221– 238.
Feely R.A., Sabine C.L., Berelson W. Kleypas J. Fabry V.J. Millero F.J. 2004. Impact of
Anthropogenic CO2 on the CaCO3 System in the Oceans. Science, 305: 362-366.
Felis T., Pätzold J., Loya Y., Wefer G. 1998. Vertical water mass mixing and plankton blooms
recorded in skeletal stable carbon isotopes of a Red Sea coral. J. Geophys. Res., 103: 731-739.
Felis T., Pätzold J., Loya Y. 2003. Mean oxygen-isotope signatures in Porites spp. corals: intercolony variability and correction for extension-rate effects. Coral Reefs, 22: 328–336.
Felis T. & Pätzold J. 2004. Climate records from corals. In: Wefer G., Lamy F., Mantoura F. (Eds.),
Marine Science Frontiers for Europe. Springer-Verlag, New York: 11-27.
Freitas J.C.B. 1983. Estudo da composição isotópica do carbono e oxigênio em conchas do litoral de
Salvador-BA. Instituto de Geociências, Universidadede Federal da Bahia, Dissertação de
Mestrado. 51p.
81
Furla P., Galgani I., Durand I., Allemand D. 2000. Sources and mechanisms of inorganic corbon
trnsport for coaral calcification and photosynthesis. Journal of Experimental Biology, 203: 34453457.
Gattuso J.P., Allemand D., Frankignoulle M. 1999. Photosynthesis and calcification at cellular,
organimal and communit levels in coral reefs: a review on interactions and control by carbonate
chemistry. American Zoologist, 39: 160-183.
Gagan, M.K., Chivas A.R., Isdale P.J. 1994. High-resolution isotopic records from coral using ocean
temperature and mass-spawning chronometers. Earth Planet. Sci. Lett., 121: 549-558.
Gagan, M.K., Ayli!e, L.K., Hopley, D., Cali, J.A., Mortimer, G.E., Chappell, J., McCulloch, M.T.,
Head, M.J., 1998. Temperature and surface-ocean water balance of the mid-Holocene tropical
western Pacifc. Science, 279: 1014-1018.
Gagan M.K., Ayliffe L. K., Beck J. W., Cole J. E., Druffel E. R. M., Dunbar R. B., Schrag D. P. 2000.
New view of tropical paleoclimates from corals. Quaternary Science Reviews, 19: 45-64.
Gattuso J.P., Allemand D., Frankignoulle M. 1999. Photosynthesis and calcification at cellular,
organimal and communit levels in coral reefs: a review on interactions and control by carbonate
chemistry. American Zoologist, 39: 160-183.
Goreau T.J. 1977. Carbon metabolism in calcifying and photosynthetic organisms: theoretical models
based on stable isotope data. In: Proc 3rd Int Coral Reef Symp, Miami, Florida, p. 395–401.
Grimm A.M. 2003. The El Niño Impact on the Summer Monsoon in Brazil. Regional Processes versus
Remote Influences. Journal of Climate, 16: 263-280.
Grottoli, A., Wellington, G.M., 1999. Effect of light and zooplankton on skeletal δ13C values in the
eastern Pacific corals Pavona clavus and Pavona gigantea. Coral Reefs, 18: 29– 41.
Guilford, J.P. 1965.Fundamental Statistic in Psychology and Education. McGraw-Hill Boot. Co., New
York. In Bunchaft G., Kellner S.R.O. 1999. Estatística sem mistérios. Vol.2 Petrópolis, RJ.303p.
Hallock P. 1997. Reefs and reef limestones in earth history. In: Birkeland, C. (ed.), Life and death of
coral reefs. Chapman & hall, New York, 13-42.
Hart, S.R., Cohen, A.L., 1996. An ion probe study of annual cycles of Sr/Ca and other trace elements
in corals. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60: 3075-3084.
Hend E.J., Gagan M.K., Alibert C.A., McCulloch M.T., Lough J.M., Isdale P.J. 2002. Abrupt decrease
in tropical Pacific sea surface salinity at end of Little Ice Age. Science, 295: 1511-1514.
Hudson J.H. , Shinn E.A., Halley R., Lidz B. 1976. Sclerochronology: a tool for interpreting past
environmental. Geology, 4: 361-364.
Jenkis F.A. & Ornstein L.S. 1932. On the relative abundance of the carbon isotope C13 . Konink.
Akad. Wetenschap, Ansterdam, Proc. Sect. Sci. 35. 1212p. In Freitas J.C.B. 1983. Estudo da
82
composição isotópica do carbono e oxigênio em conchas do litoral de Salvador-BA. Instituto de
Geociências, Universidadede Federal da Bahia, Dissertação de Mestrado. 51p.
Kikuchi, R.K.P. and Leão, Z.M.A.N., 1998. The effects of Holocene sea level fluctuation on reef
development and coral community structure, Northern Bahia, Brazil. An. Acad. Bras. Ci., 70(2):
159-171
Kikuchi, R.K.P. 2000. Evolução dos recifes e das comunidades de corais hermatípicos da plataforma
continental norte da Bahia durante o Holoceno. Instituto de Geociências, Universidade Federal
da Bahia, Salvador, Tese de Doutorado, 148p.
Kikuchi R.K.P., Olivieira M.D.M., Leão Z.M.A.N. em preparação. The role of sea surface temperature
in the annual growth rate and density banding of the coral Mussismilia braziliensis.
Klein E.L. 2005. Isótopos estáveis-fundamentos e Aplicações no Estudo de Sistemas hidrotermais.
Curso Especial- UFPA. Para, 37p.
Kleipas J.A., McManus J.W., Meñez L.A.B. 1999. Environmental limits to coral reef development:
Where do we draw the line? Amer. Zool., 39: 146-159.
Kleipas J.A., Buddemeier R.W., Gatuso J.P. 2001. The future of coral reefs in an age of global change.
Int. Jour. Earth Sci., 90: 426-437.
Kleipas J.A., R.A. Feely, V.J. Fabry, C.Langdon, C.L. Sabie, and L.L. Robbins, 2006. Impacts of
Ocean Acidification on Coral Reefs and Other Marine Calcifiers: A Guide for Future Research,
report of a workshop help 18-20 April 2005, St. Petesburg, FL, sponsored by NSF, NOAA, and
the U.S. Geological Survey, 88p.
Knutson R.A., Buddemeier R.W., Smith S.V. 1972. Coral chronometers: seasonal growth bands in reef
corals. Science, 177: 270-272.
Laborel, J.L., 1969a. Madreporaires et hydrocoralliaires recifaux des côtes brésiliennes. Systematique,
ecologie, repartition verticale et geographie. Ann. Inst. Oceanogr. Paris, 47: 171-229.
Lazar, B., Enmar, R., Schossberger, M., Bar-Matthews, M., Halicz, L., Stein, M., 2004. Diagenetic
effects on the distribution of uranium in live and Holocene corals from the Gulf of Aqaba.
Geochim. Cosmochim. Acta, 68 (22): 4583– 4593.
Lea D.W.., Shen G.T., e Boyle E.A. 1989. Coraline barium records temporal variability in equatyorial
Pacifc upwelling. ature, 340: 373-376.
Leão Z. M. A. N., 1982. Dissertation of Doctor. Morphology, Geology and Developmental History of
the Southernmost Coral Reefs of Western Atlantic, Abrolhos Bank, Brazil. University of Miami.
100-107.
Leão Z. M. A. N., 1986. Guia para a identificação de corais no Brasil. Programa de Pesquisa e PósGraduação em Geofísica, Univ. Fed. Da Bahia, 57p.
83
Leão, Z.M.A.N. and Ginsburg, R.N., 1997. Living reefs surrounded by siliciclastic sediments: the
Abrolhos coastal reefs, Bahia, Brazil. In: Lessios H.A. & Macintyre I.G. (Eds), Proc. 8th Int.
Coral Reef Symp., 2: 1767-1772.
Leão Z.M.A.N., Kikuchi R.K.P., Testa V. 2003. Corals and coral reefs of Brazil. In: J. Cortés. (ed.)
Latin American coral reefs. Amsterdam, Elsevier Science
Livingston, H.D., Thompson, G., 1971. Trace element concentrations in some modern corals. Limnol.
Oceanogr., 16 (5): 786– 796.
Lough, J.M. & Barnes D.J. 1992. Comparisons of skeletal density variations in Porites from the central
Great Barrier Reef. J Exp Mar Biol Ecol., 155: 1-25.
Ma, T.H.Y .1933. On the seasonal change of growth in some Paleozoic corals. Proc. Imp.Acad .IX 8,
407.
Ma, T.H.Y. 1937. On the growth rate of reef corals and its relation to seawater temperature.
Palaentol. Sinica. XVI Ser.B, 426pp.
Marshall, A.T., 2002. Occurrence, distribution and localisation of metals in cnidarians. Microsc. Res.
Tech., 56: 341–357.
Martin, L.,Flexor, J.M., Blitzkow D. and Suguio, K. 1985. Geoid change indications along the
Brazilian coast during the last 7000 years. Proc. 5th Int. Coral Reef Congr., 3: 85-90.
Martin, L., Suguio, K., 1992. Variation of coastal dynamics during the last 7000 years recorded in
beach-ridge plains associated with river mouths: example from the central Brazilian coast.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 99: 119–140.
Martin, L., Suguio, K., Flexor, J.M., Dominguez, J.M.L. and Bittencourt, A.C.S.P., 1996. Quaternary
sea-level history and variation in dynamics along the central Brazilian coast: consequences on
coastal plain construction. An. Acad. Bras. Ci., 68(3): 303-354.
McConnaughey T.A. 1989. 13C and 18O isotopic disequilibrium in biological carbonates: I Patterns.
Geochim. Cosmochim. Acta, 53: 151–162.
McCulloch M.T., Gagan M.K., Mortimer G.E.., Chivas A.R. and Isdale P.J. 1994. A high-resolution
Sr/Ca and δ18O coral record from the Great Barrier Reef, Australia, and the 1982-1983 El Niño.
Geochem. Cosmochim. Acta, 58: 2747-2754.
Menard, H.W.. Growth of Drifting Volcanoes.1969. Jour . Geophys. Research., 74(20): 4827-4837
Merks, R.M.H., Hoekstra, A.G., Kaandorp J.A., Sloot, P.M.A., 2003. Models of coral growth:
spontaneous branching, compacti-cation and the Laplacian growth assumption. J. Theor. Biol.,
224, 153-166.
Merks, R.M.H., Hoekstra, A.G., Kaandorp J.A., Sloot, P.M.A., 2004. Polyp oriented modeling of coral
growth. Journal of the Theoretical Biolog., 228: 559-576.
84
Min, R.G., Edwards, R.L., Taylor, F.W., Recy, J., Gallup, C.D., Beck, J.W., 1995. Annual cycles of
U/Ca in coral skeletons and U/Ca thermometry. Geochimica et Cosmochimic,a Acta, 59: 20252042.
Mitsuguchi, T., Matsumoto, E., Abe, O., Uchida, T., Isdale, P.J., 1996. Mg/Ca thermometry in coral
skeletons. Science, 274: 961-963.
Mitsuguchi, T. 2000. Reconstruction of Palaeoceanic Environment from Mult-elemental Analysis of
Anually-banded Coral Skeletons, PhD Thesis, Institute for Hydrospheric Sciences, nagoya
Universit, Japan.
Mitsuguchi T., Matsumoto E., Uchida T. 2003. Mg/Ca and Sr/Ca ratios of Porites coral skeleton:
Evaluation of the affect of skeletal growth rate. Coral Reefs, 22: 381-388.
Muscatine L. 1990. The role of simbiotic algae in carbon and energy flux in the reef corals. In: Z.
Dubinsky. (ed.) Coral Reefs. Amsterdam, Elsevier. 75-88.
Nozaki, Y., D.M., Rye, K.K. Turekian & R.E. Dodge, 1978. A 200 year record of carbon -13 and
carbon-14 variations in a Bermuda coral. Geophys. Res. Lett., 5: 825-828.
Oliveira M.D.M. 2002. Avaliação do efeito da luz na calcificação do esqueleto do hidróide calcário
Millepora alcicornes Linnaeus, 1758, em experimentos in vitro. Instituto de Geociências,
Universidade Federal da Bahia, Dissertação de Mestrado. 93p.
Oliveira M.D.M., Leão Z.M.A.N., Kikuchi R.P.K., 2003. Avaliação do efeito da luz no crescimento de
Millepora alcicornis em experimentos em aquário. CALACMAR, 3p.
Oliveira, M.D.M. 2007. Efeito do aquecimento global sobre a extensão linear, densidade e taxa de
calcificação do esqueleto do coral Mussismilia braziliensis Verrill 1868, no último século
(Abrolhos, Bahia). Tese de Doutorado. Curso de Pós-Graduação em Geologia, Universidade
Federal da Bahia, Salvador. 161 p.
Oomori, T., Kaneshima, K., Nakamura, Y., Kitano, Y., 1982. Seasonal variation of minor elements in
coral skeletons. Galaxea ,1: 77-86.
Patzohold J. 1984. Growth Rhythms Recorded in Stable Isotopes and Density Bands in the Reef Coral
Porites Lobata (Cebu, Philippines)
Patzold, J. 1986. Temperature and CO2 changes in the tropical surface waters of the Philippines during
the past 120 years: record in the stable isotopes of hermatypic corals. Berichte - Reports, Geol.Palaont, Inst. Univ. Kiel, 12: 92.
Pilson, M. 1998. Na Introduction of the Chemistry of the Sea, Prentice-Hall, Upper Saddle River, N.J.
Pingitore Jr., N.E., Iglesias, A., Lytle, F., Wellington, G.M., 2002. Xray absorption spectroscopy of
uranium at low ppm levels in coral skeletal aragonite. Microchem. J.,71: 261– 266.
85
Pitombo, F., Ratto, C.C. and Belem, M.J.C., 1988. Species diversity and zonation pattern of
hermatypic corals at two fringing reefs of Abrolhos archipelago, Brazil. In: J.H. Choat et al. (eds.).
Proc. 6th Intern. Coral Reef Symp., Australia, 2: 817-820.
Quinn, T.M., Taylor, F., Crowley, T., 1993. A 173 year stable isotope record from a tropical South
Pacific coral. Quaternary Science Reviews, 12: 407-418.
Quin, T.M., T.J. Crowley & F.W. Taylor, 1996. New estable isotopes results from a 173-year coral
from Espiritu Santo, Vanuatu. Geophys. Res. Lett., 23: 3413-3416.
Quinn, T.M., Crowley, T.J., Taylor, F.W., Henin, C., Joannot, P., Join, Y., 1998. A multi-century
stable isotope record from a New Caledonia coral: Interannual and decadal sea-surface
temperature variability in the southwest Pacific since 1657 A.D. Paleoceanography, 13: 412426.
Quinn T.M., Sampson D.E. 2002. A multiproxy approach to reconstructing sea surface conditions
using coral skeleton geochemistry. Paleoceanography 17: 1062.
Reynaud-Vaganay S., Juillet-Leclerc A., Jaubert J., Gattuso J.-P. 2001. Effect of light on skeletal
δ13C and δ18O, and interaction with photosynthesis, respiration and calcification in two
zooxanthellate scleractinian corals. Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol., 175, 393–404.
Rogers C.S. 1990. Responses of coral reefs and reefs organisms to sedimentation. Marine Ecology
Progress Series, 62: 185-202.
Santedicola M.C. 2008. Validação das Razões Sr/Ca, MG/Ca, BA/Ca em Esqueletos de Mussismilia
brasiliensis (Verrill, 1868) como Indicadores de Temperatura da Superfície do Mar na Costa da
Bahia, Brasil. Dissertação de Mestrado. Curso de Pós-Graduação em Geologia, Universidade
Federal da Bahia, Salvador. 134p.
Schneider R.C. e Smith S.V. 1982. Skeletal Sr content and density in Porites spp. in relation to
enviornmental factors. Mar. Biol., 66: 121-131.
Schonwald H., Dubinsky Z., Achituv Y. 1997. Diel carbon budges of zooxanthellate hydrocoral
Millepora dichotoma . In 8th Inter. Coral Reef Symp., Panamá, Proceedings, 1: 939-946.
Shen G.T., Dunbar, R.B., 1995. Environmental controls on uranium in reef corals. Geochimica et
Cosmochimica, Acta 59: 2009-2024.
Shen C.C., Lee, T., Chen, C.Y., Wang, C.H., Dai, C.F., Li, L.A., 1996. The calibration of D[Sr/Ca]
versus sea-surface temperature relationship for Porites corals. Geochimica et Cosmochimica Acta
60: 3849-3858.
Sinclair, D.J., Kinsley, L.P.J., McCulloch, M.T., 1998. High resolution analysis of trace elements in
corals by laser ablation ICP-MS. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62: 1889-1901.
Smith J.M., Quinn T.M., Kevin P.H., Hally R.B. 2006. Reproductibilty of geochemical and climate
signals in the Atlantic coral Montastrea faveolata. Paleoceanography, 21: PA1010, doi:
10.1029/2005PA001187.
86
Smith, S.V, Buddemeier R.W., Redalje R.C., Houck J.E. 1979. Strontium-calcium thermometry in
coral skeletons. Science, 204: 404-407
Stahler A.N. 1976. Planet Earth: Its physical systems though geologic time. In Freitas J.C.B. 1983.
Estudo da composição isotópica do carbono e oxigênio em conchas do litoral de Salvador-BA.
Instituto de Geociências, Universidadede Federal da Bahia, Dissertação de Mestrado. 51p.
Swart, P.K., 1981. The strontium, magnesium and sodium composition of recent scleractinian coral
skeletons as standards for palaeoenvironmental analysis. Palaeogeogr. Palaeoclimatol.
Palaeoecol., 34 : 115– 136.
Swart P.K. & J.J. Leder. 1996. The utility of stable isotopic signatures in coral skeletons.
Paleontological Society Papers, 1: 249-291.
Teixeira, C.E.P. 2006. Caracterização e Variabilidade da Hidrodinâmica da Zona Costeira adjacente ao
Banco de Abrolhos. Dissertação de Mestrado, Instituto Oceanográfico da Universidade de São
Paulo, 93p.
Urey H.C. 1947. The thermodynamic properties of isotopic substances. J. Chem. Soc., 562–581.
Valley J.W. 2001. Stable isotope thermometry at high temperatures. In: Valley J.W. & Cole D.R.
(eds.) Stable Isotope Geochemistry. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy
and Geochemistry, 43: 365-413.
Villiers S., Shen G.T., Nelson B.K. 1994. The Sr/Ca – temperature relationship in coralline aragonite:
Influence of variability in (Sr/Ca) seawater and skeletal growth parameters. Geochim.
Cosmochim. Acta, 58: 1997-208.
Watanabe, T., Minagawa, M., Oba, T., Winter, A., 2001. Pretreatment of coral aragonite for Mg and Sr
analysis: implications for coral thermometers. Geochem. J., 35 (4): 265–269.
Weber J., Woodhead P.M.J. 1970. C and O isotope fractionation in the skeletal carbonate of reefbuilding corals. Chem Geol., 6: 93–117.
Weber, J. N. 1973. Incorporation of strontium into reef coral skeletal carbonate. Geochimica et
Cosmochimica, Acta, 37: 2173-2190.
Weber J.N. 1974a. C-13/C-12 ratios as natural isotopic tracers elucidating calcification processes in
reef-building and non-reefbuilding corals. In: Proc 2nd Int Coral Reef Symp, Brisbane, Great
Barrier Reef Committee, p. 289–298.
Weber J.N. 1974b. Skeletal chemistry of scleractinian reef corals: uptake of magnesium from sea
water. Am J Sci, 274: 84–93.
Wei, G., Sun, M., Li, X., Nie, B., 2000. Mg/Ca, Sr/Ca and U/Ca ratios of a Porites coral from Sanya
Bay, Hainan Island, South China Sea and their relationships to sea surface temperature.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 162: 59– 74.
87
Wellington G.M., Dunbar R.B. 1995. Stable isotopic signature of El Nino-Southern Oscillation events
in eastern tropical Pacific reef corals. Coral Reefs, 14: 5–2
88
10. APÊ.DICES
Apêncice 1- Dados geoquímicos de Sr/Ca numa
resolução semestral e anual
SrCa
Sr/Ca
Semestre
Semestral
Ano
Anual
2003-Q
0,027632
2003 0,029668
2003-F
0,027914
2002 0,025704
2002-Q
0,031423
2001 0,026907
2002-F
0,025626
2000 0,028664
2001-Q
0,025783
1999 0,029344
2001-F
0,026656
1998 0,031475
2000-Q
0,027157
1997 0,030983
2000-F
0,027891
1996 0,029850
1999-Q
0,029437
1995 0,028547
1999-F
0,028922
1994 0,028692
1998-Q
0,029766
1993 0,028971
1998-F
0,030633
1992 0,028760
1997-Q
0,032316
1991 0,029225
1997-F
0,030196
1990 0,029244
1996-Q
0,031769
1989 0,037052
1996-F
0,029176
1988 0,040325
1995-Q
0,030524
1987 0,041790
1995-F
0,028402
1986 0,041555
1994-Q
0,028693
1985 0,040085
1994-F
0,028383
1984 0,041238
1993-Q
0,029001
1983 0,034587
1993-F
0,028521
1982 0,034737
1992-Q
0,029420
1981 0,034853
1992-F
0,028742
1980 0,035387
1991-Q
0,028778
1979 0,036504
1991-F
0,028756
1978 0,040519
1990-Q
0,029693
1977 0,041662
1990-F
0,028981
1976 0,044486
1989-Q
0,029507
1975 0,044408
1989-F
0,033915
1974 0,035022
1988-Q
0,040189
1988-F
0,039826
1987-Q
0,040824
1987-F
0,041046
1986-Q
0,042534
1986-F
0,040995
1985-Q
0,042115
1985-F
0,039988
1984-Q
0,040182
1984-F
0,039566
1983-Q
0,042910
1983-F
0,034036
1982-Q
0,035138
1982-F
0,034059
1981-Q
0,035415
1981-F
0,034517
89
1980-Q
1980-F
1979-Q
1979-F
1978-Q
1978-F
1977-Q
1977-F
1976-Q
1976-F
1975-Q
1975-F
1974-Q
1974-F
1973-Q
Média
0,035190
0,034938
0,035835
0,035366
0,037643
0,038619
0,042419
0,041020
0,042304
0,043967
0,045006
0,044215
0,044601
0,034677
0,035367
0,033231
90
Apêndice 2 - Valores mensais de TSM, valores mensais, semestrais e anuais de δ18O e valores mensais e anuais de δ13C
Mês Ano
nov-03
out-03
set-03
ago-03
jul-03
jun-03
mai-03
abr-03
mar-03
fev-03
jan-03
dez-02
nov-02
out-02
set-02
ago-02
jul-02
jun-02
mai-02
abr-02
mar-02
fev-02
jan-02
dez-01
nov-01
out-01
set-01
ago-01
jul-01
jun-01
mai-01
abr-01
mar-01
fev-01
jan-01
dez-00
nov-00
out-00
set-00
ago-00
jul-00
jun-00
mai-00
abr-00
mar-00
δ18O
Temperatura mensal
(%o)
mensal (ºC)
25,2
-3,23
25,3
-3,20
25,4
-3,18
25,4
-3,15
25,4
-3,22
25,7
-3,29
25,6
-3,36
25,9
-3,48
25,8
-3,41
26,0
-3,34
25,6
-3,34
25,8
-3,33
25,8
-3,46
25,8
-3,59
25,3
-3,40
25,4
-3,49
25,4
-3,58
25,5
-3,56
26,6
-3,54
27,2
-3,50
26,6
-3,47
26,2
-3,51
26,2
-3,47
26,9
-3,54
27,1
-3,48
24,8
-3,49
25,5
-3,35
24,5
-3,41
24,8
-3,21
25,7
-3,38
26,2
-3,31
26,8
-3,33
27,3
-3,42
27,7
-3,54
25,9
-3,45
24,7
-3,64
24,7
-3,42
24,7
-3,63
24,7
-3,36
24,7
-3,57
24,7
-3,23
24,7
-3,32
24,7
-3,16
24,7
-3,27
24,7
-3,24
Ano - Semestre
2003-Q
2003-F
2002-Q
2002-F
2001-Q
2001-F
2000-Q
2000-F
1999-Q
1999-F
1998-Q
1998-F
1997-Q
1997-F
1996-Q
1996-F
1995-Q
1995-F
1994-Q
1994-F
1993-Q
1993-F
1992-Q
1992-F
1991-Q
1991-F
1990-Q
1990-F
1989-Q
1989-F
1988-Q
1988-F
1987-Q
1987-F
1986-Q
1986-F
1985-Q
1985-F
1984-Q
1984-F
1983-Q
1983-F
1982-Q
1982-F
1981-Q
δ18O
semestral
(%o)
-3,30
-3,28
-3,47
-3,51
-3,49
-3,33
-3,47
-3,32
-3,12
-3,06
-3,17
-3,16
-3,12
-3,00
-3,14
-3,18
-3,12
-3,04
-2,98
-3,12
-3,01
-2,89
-3,12
-3,18
-3,04
-3,04
-3,03
-2,99
-3,10
-3,03
-3,09
-3,04
-2,92
-2,88
-2,89
-3,22
-2,82
-2,88
-2,79
-2,83
-2,94
-3,17
-2,94
-2,82
-3,14
Ano
2003
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
δ18O
anual
(%o)
-3,29
-3,49
-3,41
-3,39
-3,09
-3,16
-3,06
-3,16
-3,08
-3,05
-2,95
-3,15
-3,04
-3,01
-3,07
-3,06
-2,90
-3,05
-2,85
-2,81
-3,06
-2,88
-3,13
-3,12
-3,16
-3,17
-3,11
-3,13
-3,41
-3,12
-3,35
Mês Ano
dez-02
nov-02
out-02
set-02
ago-02
jul-02
jun-02
mai-02
abr-02
mar-02
fev-02
jan-02
dez-01
nov-01
out-01
set-01
ago-01
jul-01
jun-01
mai-01
abr-01
mar-01
fev-01
jan-01
dez-00
nov-00
out-00
set-00
ago-00
jul-00
jun-00
mai-00
abr-00
mar-00
fev-00
jan-00
dez-99
nov-99
out-99
set-99
ago-99
jul-99
jun-99
mai-99
abr-99
δ13C
mensal
(%o)
-0,20
-0,07
0,22
0,37
0,04
-0,11
-0,63
-0,77
-0,66
-0,80
-1,43
-1,19
-1,77
-1,28
-1,40
-0,61
-0,68
0,39
-0,03
0,13
-0,10
-0,71
-1,05
-1,53
-1,36
-1,33
-1,21
-0,59
0,76
-0,10
0,03
0,22
-0,16
-0,56
-0,27
-0,30
0,59
-0,35
0,30
0,18
0,56
-0,43
0,03
-0,98
-1,18
Ano
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
δ13C
anual
(%o)
-0,44
-0,72
-0,41
-0,12
-0,03
0,05
-0,13
0,40
0,44
0,05
-0,19
-0,52
-0,41
-0,09
-0,08
-0,23
0,08
0,34
-0,04
-0,05
-0,28
-0,74
-0,32
-0,43
-1,05
-0,68
-0,40
0,16
-0,33
-0,27
91
fev-00
jan-00
dez-99
nov-99
out-99
set-99
ago-99
jul-99
jun-99
mai-99
abr-99
mar-99
fev-99
jan-99
dez-98
nov-98
out-98
set-98
ago-98
jul-98
jun-98
mai-98
abr-98
mar-98
fev-98
jan-98
dez-97
nov-97
out-97
set-97
ago-97
jul-97
jun-97
mai-97
abr-97
mar-97
fev-97
jan-97
dez-96
nov-96
out-96
set-96
ago-96
jul-96
jun-96
mai-96
abr-96
mar-96
fev-96
jan-96
dez-95
nov-95
out-95
26,4
25,2
25,6
24,7
23,8
24,5
23,6
23,4
24,2
23,2
24,4
25,0
25,1
25,2
25,4
24,4
25,1
25,0
24,6
23,8
23,8
25,8
27,2
26,7
27,0
26,7
26,9
26,5
25,4
24,5
24,2
25,0
25,0
26,6
26,7
26,2
27,0
26,4
26,2
25,3
25,6
24,9
23,7
24,2
24,8
26,1
27,3
27,9
27,0
26,7
26,4
25,9
25,4
-3,33
-3,56
-3,36
-3,29
-3,15
-3,15
-2,92
-3,12
-3,14
-2,88
-3,14
-3,10
-2,86
-2,98
-2,48
-3,12
-3,20
-3,15
-3,05
-3,04
-3,30
-3,24
-3,17
-3,50
-3,35
-3,38
-2,90
-3,17
-2,81
-3,09
-2,87
-2,99
-2,90
-3,41
-2,72
-3,30
-3,23
-3,34
-3,34
-3,06
-3,22
-3,01
-2,95
-3,37
-3,14
-3,47
-3,15
-3,37
-2,96
-2,90
-3,36
-2,83
-3,20
1981-F
1980-Q
1980-F
1979-Q
1979-F
1978-Q
1978-F
1977-Q
1977-F
1976-Q
1976-F
1975-Q
1975-F
1974-Q
1974-F
1973-Q
1973-F
-3,12
-3,04
-3,19
-3,17
-3,14
-3,12
-3,22
-3,04
-3,17
-3,10
-3,16
-3,37
-3,45
-3,19
-3,05
-3,36
-3,34
mar-99
fev-99
jan-99
dez-98
nov-98
out-98
set-98
ago-98
jul-98
jun-98
mai-98
abr-98
mar-98
fev-98
jan-98
dez-97
nov-97
out-97
set-97
ago-97
jul-97
jun-97
mai-97
abr-97
mar-97
fev-97
jan-97
dez-96
nov-96
out-96
set-96
ago-96
jul-96
jun-96
mai-96
abr-96
mar-96
fev-96
jan-96
dez-95
nov-95
out-95
set-95
ago-95
jul-95
jun-95
mai-95
abr-95
mar-95
fev-95
jan-95
dez-94
nov-94
-0,52
0,18
0,24
-0,25
-0,28
0,24
0,46
0,70
0,19
0,10
-0,27
-0,77
0,34
-0,46
-0,36
0,58
0,65
0,25
0,63
0,16
0,67
0,60
-0,39
-0,49
-0,06
-1,34
-0,65
0,30
0,58
0,29
-0,22
0,11
0,11
-1,03
-1,23
-1,01
0,08
-0,49
0,95
0,59
0,86
0,08
0,22
0,82
0,34
-0,25
0,38
-0,52
0,59
0,64
1,02
1,28
0,88
92
set-95
ago-95
jul-95
jun-95
mai-95
abr-95
mar-95
fev-95
jan-95
dez-94
nov-94
out-94
set-94
ago-94
jul-94
jun-94
mai-94
abr-94
mar-94
fev-94
jan-94
dez-93
nov-93
out-93
set-93
ago-93
jul-93
jun-93
mai-93
abr-93
mar-93
fev-93
jan-93
dez-92
nov-92
out-92
set-92
ago-92
jul-92
jun-92
mai-92
abr-92
mar-92
fev-92
jan-92
dez-91
nov-91
out-91
set-91
ago-91
jul-91
jun-91
mai-91
25,1
24,8
24,9
25,5
26,6
26,3
26,3
26,7
26,5
26,3
26,1
25,2
25,2
24,3
25,5
26,5
27,0
27,1
27,1
26,6
25,9
25,3
25,3
24,5
24,5
23,9
24,7
25,1
25,6
25,8
26,4
26,2
25,8
24,9
25,1
24,3
24,1
24,3
24,2
24,8
26,1
26,6
25,9
24,6
24,7
25,0
25,0
24,6
23,9
23,8
24,2
24,5
25,3
-2,86
-3,04
-2,89
-3,17
-3,15
-3,12
-3,00
-3,38
-2,94
-3,10
-3,13
-2,86
-3,03
-3,18
-2,88
-3,21
-3,26
-3,16
-3,14
-3,18
-2,48
-2,92
-2,92
-2,76
-2,82
-2,83
-2,53
-2,67
-3,18
-3,29
-3,15
-3,21
-3,07
-3,22
-2,91
-2,86
-3,33
-3,39
-3,19
-3,42
-3,37
-3,47
-3,38
-3,33
-3,03
-3,05
-3,23
-3,13
-2,79
-3,08
-3,20
-3,18
-3,04
out-94
set-94
ago-94
jul-94
jun-94
mai-94
abr-94
mar-94
fev-94
jan-94
dez-93
nov-93
out-93
set-93
ago-93
jul-93
jun-93
mai-93
abr-93
mar-93
fev-93
jan-93
dez-92
nov-92
out-92
set-92
ago-92
jul-92
jun-92
mai-92
abr-92
mar-92
fev-92
jan-92
dez-91
nov-91
out-91
set-91
ago-91
jul-91
jun-91
mai-91
abr-91
mar-91
fev-91
jan-91
dez-90
nov-90
out-90
set-90
ago-90
jul-90
jun-90
1,07
0,57
0,32
0,66
0,70
0,06
0,52
-0,19
-0,16
-0,41
0,23
0,44
0,72
0,78
0,75
-0,33
-0,02
-1,26
-0,73
-0,28
-0,19
0,44
-0,07
0,44
-0,45
-0,30
-0,40
-0,26
0,49
-1,17
0,18
-1,30
0,22
0,31
0,76
-0,54
-0,19
-0,14
-0,81
-0,34
-0,89
-0,81
-1,09
-0,36
-1,37
-0,46
-1,31
0,34
0,42
0,45
0,18
-0,85
-0,02
93
abr-91
mar-91
fev-91
jan-91
dez-90
nov-90
out-90
set-90
ago-90
jul-90
jun-90
mai-90
abr-90
mar-90
fev-90
jan-90
dez-89
nov-89
out-89
set-89
ago-89
jul-89
jun-89
mai-89
abr-89
mar-89
fev-89
jan-89
dez-88
nov-88
out-88
set-88
ago-88
jul-88
jun-88
mai-88
abr-88
mar-88
fev-88
jan-88
dez-87
nov-87
out-87
set-87
ago-87
jul-87
jun-87
mai-87
abr-87
mar-87
fev-87
jan-87
dez-86
26,1
26,3
25,8
25,5
25,6
25,7
24,4
24,7
24,1
24,6
25,3
25,6
26,2
26,3
25,9
26,3
25,6
25,7
25,5
25,9
24,8
25,3
25,8
26,4
27,2
27,5
28,1
28,0
27,3
26,7
26,0
25,0
23,8
24,7
26,9
27,7
28,0
25,9
27,8
27,4
26,6
26,7
26,5
25,6
25,5
25,7
26,4
27,8
28,7
28,6
27,9
27,5
27,0
-2,96
-3,12
-2,92
-2,78
-3,55
-2,83
-2,96
-2,86
-3,05
-3,06
-2,78
-3,18
-3,00
-3,21
-2,85
-3,03
-3,03
-3,11
-2,88
-3,15
-2,97
-2,90
-2,91
-3,15
-3,13
-3,20
-3,28
-3,09
-3,22
-3,31
-3,28
-3,13
-2,95
-3,21
-2,95
-3,00
-3,01
-2,86
-2,92
-2,92
-3,26
-2,85
-2,72
-3,10
-2,83
-2,81
-2,91
-2,89
-2,76
-2,96
-2,79
-2,96
-2,97
mai-90
abr-90
mar-90
fev-90
jan-90
dez-89
nov-89
out-89
set-89
ago-89
jul-89
jun-89
mai-89
abr-89
mar-89
fev-89
jan-89
dez-88
nov-88
out-88
set-88
ago-88
jul-88
jun-88
mai-88
abr-88
mar-88
fev-88
jan-88
dez-87
nov-87
out-87
set-87
ago-87
jul-87
jun-87
mai-87
abr-87
mar-87
fev-87
jan-87
dez-86
nov-86
out-86
set-86
ago-86
jul-86
jun-86
mai-86
abr-86
mar-86
fev-86
jan-86
-0,09
-1,06
-1,07
-0,84
-1,13
-0,57
0,51
0,15
-0,42
-0,12
0,25
-0,39
-0,03
-0,59
0,03
0,26
-0,19
-0,09
-0,15
-0,40
-0,69
-0,81
-0,63
0,15
-0,49
0,58
0,54
0,41
0,68
-0,56
0,00
-0,19
-0,70
-0,55
-0,82
-0,59
-0,78
-0,19
0,60
0,54
0,49
0,65
0,41
0,68
0,13
0,33
0,19
-0,37
-0,36
-0,94
-0,47
0,82
-0,12
94
nov-86
out-86
set-86
ago-86
jul-86
jun-86
mai-86
abr-86
mar-86
fev-86
jan-86
dez-85
nov-85
out-85
set-85
ago-85
jul-85
jun-85
mai-85
abr-85
mar-85
fev-85
jan-85
dez-84
nov-84
out-84
set-84
ago-84
jul-84
jun-84
mai-84
abr-84
mar-84
fev-84
jan-84
dez-83
nov-83
out-83
set-83
ago-83
jul-83
jun-83
mai-83
abr-83
mar-83
fev-83
jan-83
dez-82
nov-82
out-82
set-82
ago-82
jul-82
26,4
26,0
25,1
25,6
25,3
25,8
27,8
28,2
28,4
27,5
27,3
26,8
26,5
26,1
25,2
24,9
25,0
26,2
27,3
27,4
27,5
27,5
27,0
26,8
26,0
25,5
24,7
25,2
25,9
26,6
27,4
27,3
28,2
28,3
27,2
26,3
25,5
25,6
25,2
24,5
25,6
26,4
27,0
27,4
26,8
26,8
26,0
26,3
25,9
25,2
24,6
24,5
24,8
-3,04
-2,83
-3,13
-3,09
-3,50
-3,30
-3,32
-2,97
-2,67
-2,96
-2,86
-2,58
-2,82
-2,86
-2,53
-2,59
-2,93
-3,34
-2,83
-3,08
-3,08
-2,65
-2,94
-3,06
-2,80
-2,84
-3,04
-2,95
-2,90
-2,88
-2,66
-2,56
-2,66
-2,86
-2,50
-2,67
-3,19
-2,83
-2,93
-3,26
-3,27
-3,29
-2,94
-3,35
-3,02
-2,91
-3,05
-2,93
-2,88
-2,77
-2,66
-2,84
-2,90
dez-85
nov-85
out-85
set-85
ago-85
jul-85
jun-85
mai-85
abr-85
mar-85
fev-85
jan-85
dez-84
nov-84
out-84
set-84
ago-84
jul-84
jun-84
mai-84
abr-84
mar-84
fev-84
jan-84
dez-83
nov-83
out-83
set-83
ago-83
jul-83
jun-83
mai-83
abr-83
mar-83
fev-83
jan-83
dez-82
nov-82
out-82
set-82
ago-82
jul-82
jun-82
mai-82
abr-82
mar-82
fev-82
jan-82
dez-81
nov-81
out-81
set-81
ago-81
1,19
0,59
0,39
0,55
0,92
0,81
0,43
0,76
0,29
-0,76
-0,43
-0,66
-1,19
-0,31
-1,50
0,19
0,79
0,69
0,91
0,27
0,40
-0,20
-0,24
-0,31
-0,40
-0,97
-0,07
-0,99
-0,33
0,29
-0,26
0,31
0,42
0,45
0,38
0,51
0,27
-0,09
-0,03
-0,49
-1,05
-0,80
-0,66
-1,01
-0,31
-0,36
0,27
0,86
-0,43
-1,77
0,09
-0,53
-0,33
95
jun-82
mai-82
abr-82
mar-82
fev-82
jan-82
dez-81
nov-81
out-81
set-81
ago-81
jul-81
jun-81
mai-81
abr-81
mar-81
fev-81
jan-81
dez-80
nov-80
out-80
set-80
ago-80
jul-80
jun-80
mai-80
abr-80
mar-80
fev-80
jan-80
dez-79
nov-79
out-79
set-79
ago-79
jul-79
jun-79
mai-79
abr-79
mar-79
fev-79
jan-79
dez-78
nov-78
out-78
set-78
ago-78
jul-78
jun-78
mai-78
abr-78
mar-78
fev-78
25,1
24,9
26,3
27,0
26,6
26,5
26,0
25,3
24,7
24,3
23,8
23,7
24,8
25,5
26,2
26,6
27,0
26,3
25,8
25,6
25,0
24,3
24,4
24,8
25,0
25,9
25,9
26,2
26,3
25,9
26,3
25,1
24,5
24,1
24,1
23,8
24,4
25,9
26,1
26,2
25,5
25,6
25,7
25,6
25,0
24,6
24,2
25,5
25,0
26,0
26,3
26,3
26,2
-2,80
-2,85
-2,89
-2,94
-3,16
-3,07
-3,12
-3,43
-3,23
-2,96
-3,10
-3,12
-3,14
-3,28
-3,10
-2,94
-3,11
-2,99
-3,18
-2,92
-2,99
-2,91
-3,23
-3,15
-3,41
-3,30
-3,17
-3,35
-3,08
-2,70
-3,14
-3,09
-3,07
-3,06
-3,03
-3,01
-3,15
-3,31
-3,27
-3,32
-3,34
-3,09
-3,40
-3,30
-3,24
-3,30
-3,42
-3,17
-3,04
-3,20
-3,19
-3,15
-3,10
jul-81
jun-81
mai-81
abr-81
mar-81
fev-81
jan-81
dez-80
nov-80
out-80
set-80
ago-80
jul-80
jun-80
mai-80
abr-80
mar-80
fev-80
jan-80
dez-79
nov-79
out-79
set-79
ago-79
jul-79
jun-79
mai-79
abr-79
mar-79
fev-79
jan-79
dez-78
nov-78
out-78
set-78
ago-78
jul-78
jun-78
mai-78
abr-78
mar-78
fev-78
jan-78
dez-77
nov-77
out-77
set-77
ago-77
jul-77
jun-77
mai-77
abr-77
mar-77
-0,45
0,02
-0,94
-1,33
-0,96
-0,86
-1,42
-0,38
-0,86
-1,14
-1,40
0,30
-0,08
-0,33
0,07
0,16
-0,21
0,08
-0,02
-0,04
-0,46
-0,55
-0,86
-1,26
-0,46
-1,08
-0,52
-0,20
0,39
0,35
-0,41
-0,76
-0,81
-0,93
-0,58
-0,99
-1,35
-1,91
-1,24
0,05
-1,08
-1,60
-1,35
-1,91
-1,24
-1,44
-1,12
0,05
-0,91
-0,29
0,54
-0,79
0,17
96
jan-78
dez-77
nov-77
out-77
set-77
ago-77
jul-77
jun-77
mai-77
abr-77
mar-77
fev-77
jan-77
dez-76
nov-76
out-76
set-76
ago-76
jul-76
jun-76
mai-76
abr-76
mar-76
fev-76
jan-76
dez-75
nov-75
out-75
set-75
ago-75
jul-75
jun-75
mai-75
abr-75
mar-75
fev-75
jan-75
dez-74
nov-74
out-74
set-74
ago-74
jul-74
jun-74
mai-74
abr-74
mar-74
fev-74
jan-74
dez-73
nov-73
out-73
set-73
26,4
26,1
25,7
25,1
24,4
24,3
24,6
25,2
26,0
26,7
26,5
25,8
25,6
25,8
25,4
24,7
24,0
24,4
24,5
25,0
25,6
25,7
26,0
25,9
26,6
25,6
25,4
24,8
22,9
24,3
23,5
24,9
25,1
25,7
26,9
26,9
26,1
25,5
25,3
25,5
25,1
24,2
23,8
25,8
26,5
26,9
27,0
26,9
26,0
26,6
26,1
25,0
25,0
-2,52
-2,96
-2,84
-3,24
-3,15
-3,42
-3,13
-3,34
-3,16
-2,85
-3,04
-3,06
-3,09
-2,94
-2,71
-3,10
-3,07
-3,55
-3,19
-2,98
-3,05
-3,10
-3,07
-3,55
-3,20
-3,21
-3,19
-3,58
-3,60
-3,64
-3,46
-3,49
-3,30
-3,23
-3,54
-3,37
-3,35
-3,29
-3,12
-3,15
-3,20
-2,89
-3,16
-3,11
-2,84
-3,13
-3,10
-3,25
-3,24
-3,48
-3,43
-3,43
-3,27
fev-77
jan-77
dez-76
nov-76
out-76
set-76
ago-76
jul-76
jun-76
mai-76
abr-76
mar-76
fev-76
jan-76
dez-75
nov-75
out-75
set-75
ago-75
jul-75
jun-75
mai-75
abr-75
mar-75
fev-75
jan-75
dez-74
nov-74
out-74
set-74
ago-74
jul-74
jun-74
mai-74
abr-74
mar-74
fev-74
jan-74
dez-73
nov-73
out-73
set-73
ago-73
jul-73
jun-73
mai-73
abr-73
mar-73
-1,04
-0,13
0,08
0,10
-0,07
0,12
-0,09
-1,24
-0,66
-0,83
-0,80
-0,44
-0,95
0,03
-0,07
0,35
0,05
0,60
0,61
0,60
0,19
-0,20
0,17
0,01
-0,28
-0,09
-0,54
-0,81
-0,85
-0,76
-1,58
0,04
-0,35
-0,32
0,28
-0,33
0,90
0,39
0,78
0,14
-0,24
0,23
0,60
-0,78
-0,50
-0,66
-1,31
-0,95
97
ago-73
jul-73
jun-73
mai-73
abr-73
mar-73
Médias
24,9
25,2
26,3
26,9
28,1
28,1
25,7
-3,36
-3,35
-3,22
-3,40
-3,46
-3,27
-3,12
98
A.EXO
Anexo 1 - Dados de calcificação anual do
esqueleto do coral Mussismilia braziliensis.
De acordo com Oliveira (2007).
Ano
2002
2001
2000
1999
1998
1997
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1988
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
1973
Calcificação (g.cm-2)
1,59
0,97
1,32
1,01
1,02
1,55
1,43
1,11
1,11
1,10
1,51
1,05
1,38
1,70
0,85
1,18
1,79
1,06
1,24
1,04
1,23
1,66
1,67
1,48
2,01
1,06
2,29
1,96
0,83
1,32