monografia2003

RODRIGO DA COSTA PORTILHO RAMOS
INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS
DO TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM
BASE EM FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS
Rio de Janeiro
2003
UNIVERSIDADE DO RIO DE JANEIRO
CENTRO DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS E DA SAÚDE
ESCOLA DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS
DEPARTAMENTO DE CIÊNCIAS NATURAIS
CURSO DE CIÊNCIAS BIOLÓGICAS

i
INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS DO
TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM BASE EM
FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS
Orientador: Prof. Aristóteles de Moraes Rios Netto
Monografia apresentada ao Curso de Graduação em Ciências Biológicas da
Universidade do Rio de Janeiro como requisito para obtenção de grau de Bacharel
em Ciências Biológicas
RIO DE JANEIRO
2003

ii
INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS E BIOESTRATIGRÁFICAS DO
TESTEMUNHO JPC 17 (PORÇÃO SUL DA BACIA DE SANTOS), COM BASE EM
FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS
Aprovado em ____ / _____ / _______
_________________________________________________________
_________________________________________________________
_________________________________________________________
Prof. Dr. Maria Célia Elias Senra (Co-orientadora)
Prof. Aristóteles de Moraes Rios Netto, M.Sc. (Orientador)
Oscar Strohschoen Júnior, M.Sc. (Membro da banca)

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

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

v
AGRADECIMENTOS
Ao professor Aristóteles de Morais Rios Netto que apesar de ser uma pessoa muito
ocupada, dedicou preciosas horas de trabalho me orientando. Agradeço pela atenção e
amizade, que foram fundamentais para a elaboração deste trabalho.
Aos meus amigos do Departamento de Geologia da UFRJ, o geólogo Felipe
Medeiros (Boneco) e as biólogas Daniele Batista, Cristiane Machado pela amizade e
companhia durante o trabalho, nas viagens do departamento e no congresso de Geologia
da Paraíba, que foram sensacionais.
Aos estudantes de biologia e biomedicina que ingressaram junto comigo na
Uni-Rio em 98/2. Agradeço a vocês pela amizade e companheirismo durante toda minha
vida na faculdade. Vocês foram fundamentais pra mim, sempre estiveram junto comigo
em todos os momentos. Agradeço pela única festa surpresa que tive, que, por sinal, foi a
melhor festa de aniversario. Foram pessoas maravilhosas que fizeram, fazem e sempre
vão fazer parte da minha vida. Juntos passamos momentos inesquecíveis.
Ao canalhas F. C., os biólogos Mauricio Barbosa Muniz (o Araguaia) e João
Marcelo Morgado (O Kibe) e o biomédico Rodrigo de Oliveira Vargas (o glorioso Folgado)
por serem meus melhores amigos durante minha graduação. Sempre estiveram junto
comigo nos trabalhos e seminários de aula, nas festas e nas viagens. Formamos o melhor
time de futebol da Uni-Rio, mas nunca fomos campeões. São meus eternos amigos.
À professora de Oceanografia Físico-química Adriana da Costa Braga, por ter me
ensinado muitas coisas a respeito da minha grande paixão: o mar. Agradeço pela
atenção, amizade e pelas bibliografias que forneceu, as quais tiveram grande valor para
criação deste trabalho.

vi
À professora Maria Célia Elias Senra pela atenção, amizade e pela boa vontade em
me ajudar nas horas em que precisei. Agradeço por ter me arrumado o estágio na UFRJ,
me indicando ao professor Aristóteles e por ter me colocado na “FITA” da viagem para o
Crato, no Ceará, uma das melhores viagens que já fiz até hoje.
À Coordenação de Programas de Pós-graduação em Engenharia (COPPE) pela
metalização do material de análise.
Á técnica Noêmia do laboratório de microscopia eletrônica Hertha Meyer do
instituto de Biofísica/UFRJ pela amizade e pelas fotos dos foraminíferos tiradas no
microscópio eletrônico de varredura (MEV).
Á todos do Laboratório de Palinologia do Departamento de Geologia da UFRJ. Ao
Luiz Eduardo Ubert São Thiago e Robson Lucas Bartolomeu e Dr. Márcia Aguiar de
Barros pela amizade, paciência em me ensinar a trabalhar no programa Tília e Tília grafic,
importantes na construção dos gráficos desse trabalho.
Á Dr. Valesca Portilla Eilert pela leitura crítica desse trabalho e, principalmente,
pela amizade, atenção durante meu estágio no laboratório de micropaleontologia.
Á Dr Claudia Gutterres Vilela pela amizade, atenção e pelas bibliografias
fornecidas, as quais me ajudaram a enriquecer meus conhecimentos e foram
fundamentais na construção desse trabalho.

vii
RESUMO
O presente estudo busca identificar variações na temperatura das águas do oceano
Atlântico Sul-ocidental ocorridas durante a porção final do Quaternário final, além de
desenvolver uma moldura bioestratigráfica, com base em foraminíferos planctônicos, para
os sedimentos depositados nesse intervalo de tempo, na parte sul da bacia de Santos. O
material estudado nessa pesquisa é proveniente do testemunho JPC 17, coletado em
1998, durante o cruzeiro KNORR 159-5 do Woods Hole Oceanographic Institution (WHOI
– EUA), na região do platô de São Paulo – bacia de Santos.
No intervalo estudado do testemunho JPC 17 (0 a 5 metros) foram reconhecidas
duas biozonas (Z e Y, de Ericson & Wollin, 1968) e cinco subzonas (Z1, Z2, Y1, Y2 e Y3,
de Vicalvi, 1999), com base, principalmente, na variação percentual do plexo
menardiforme e pela presença/ausência do plexo Pulleniatina. O limite
Holoceno/Pleistoceno foi reconhecido entre 60 e 71 cm do topo, evidenciado pela
mudança brusca na freqüência do plexo menardiforme, o qual torna-se ausente ou raro
abaixo desse nível.
A presença do plexo Pulleniatina na porção mediana da biozona Y de Ericson &
Woliin (1968) caracteriza a subzona Y2 de Vicalvi (1999), e revela um intervalo de tempo
em que as águas oceânicas eram relativamente mais quentes e/ou menos salinas, dentro
do último episódio glacial ocorrido no Pleistoceno.

viii
ABSTRACT
This study aims to identify temperature changes in the southwestern Atlantic ocean
waters during the latest late Quaternary, as well as to develop a biostratigraphical
framework, based on planktonic foraminifera, for the first five meters of the core JPC 17, in
the southern Santos basin. The material studied herein was collected during the leg
KNORR 159-5, carried out on the São Paulo Platô – Santos basin region, by the Woods
Hole Oceanographic Institution (WHOI, USA), in 1998.
Two biozones were recognized In the studied interval (Z e Y, of Ericson & Wollin,
1968) and five subzones (Z1, Z2, Y1, Y2 e Y2, of Vicalvi, 1999), mainly based on the
percentage of menardiform globorotalia, besides the presence/absence of Pulleniatina
plexus. The Holocene/Pleistocene boundary was recognized between 60 and 70 cm from
the top, characterized by the abrupt change in the frequency of menardiform plexus, taxon
which is rare or absent bellow this level.
The presence of plexus Pulleniatina in the middle of biozone Y of Ericson & Wollin
(1968), a characteristic feature of subzone Y2 of Vicalvi (1999), indicates a time when the
ocean water was warmer and/or less saline during the last glacial episode in the
Pleistocene.

ix
ÍNDICE
Pág.
I. INTRODUÇÃO.......................................................................................................................... 1
II. FORAMINÍFEROS: ASPECTOS GERAIS................................................................................ 3
II.1. Definição............................................................................................................................ 3
II.2. Ciclo de vida...................................................................................................................... 3
II.3. Habitat e hábitos ............................................................................................................... 4
II.4. Alimentação....................................................................................................................... 4
II.5. Importância Geológica e Oceanográfica ........................................................................ 5
III. ÁREA DE ESTUDO................................................................................................................. 6
IV. HIDROGRAFIA....................................................................................................................... 8
IV.1. Circulação Superficial no Oceano Atlântico Sul-ocidental .......................................... 8
IV.2. Circulação Profunda no Oceano Atlântico Sul-ocidental........................................... 11
V. TRABALHOS PRÉVIOS......................................................................................................... 14
VI. MATERIAL E MÉTODOS..................................................................................................... 14
VII. SISTEMÁTICA..................................................................................................................... 18
VII.1. Classificação Sistemática............................................................................................ 18
VII.2. Descrição Taxonômica ................................................................................................ 19
VIII. BIOESTRATIGRAFIA E CRONOESTRATIGRAFIA ........................................................ 30
IX. CÁLCULOS DAS TAXAS DE SEDIMENTAÇÃO ............................................................... 42
X. INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS.................................................................. 43
XI. CONCLUSÕES ...................................................................................................................... 48
XII. BIBLIOGRAFIA................................................................................................................... 50
ESTAMPAS

x
ÍNDICE DAS TABELAS, GRÁFICOS E FIGURAS-TEXTO
Pág.
Tabela 1: Porcentagens de foraminíferos planctônicos significativos encontrados
no intervalo estudado do testemunho JPC 17.............................................................
37
Figura 1: Foraminífero planctônico projetando seus filópodos................................... 5
Figura 2: Mapa de localização do testemunho JPC 17............................................... 7
Figura 3: Esquema de circulação superficial do Atlântico sul-ocidental 10
Figura 4: Esquema de circulação superficial e profunda do oceano Atlântico sul-
ocidental .....................................................................................................................
13
Figura 5: Bandeja de triagem, mostrando os quadrados pré-selecionados............... 17
Figura 6: Biozoneamento de Ericsom & Wollin (1968)............................................... 31
Figura 7: Biozoneamento de Vicalvi (1999)................................................................ 33
Figura 8: Distribuição dos táxons de foraminíferos importantes
bioestratigraficamente encontrados no intervalo estudado do testemunho JPC 17
41
Figura 9: Distribuição dos táxons adaptados à águas quentes e frias....................... 47

Portilho-Ramos OUT/2003
1
I. INTRODUÇÃO
A margem continental sudeste brasileira é uma das mais importante em termos de
hidrocarbonetos do país e por essa razão vem sendo alvo de diversas pesquisas
relacionadas a bioestratigrafia, paleoecologia e paleoceanografia (Azevedo,1995; Vicalvi,
1999; Fridlung, 2000). Em 1998, o cruzeiro KNORR 159-5 (WHOI - Woods Hole
Oceanographic Institution, EUA) realizou diversas perfurações no talude continental
sudeste brasileiro, incluindo a região do platô de São Paulo - bacia de Santos, com o
objetivo de ampliar os conhecimentos sobre a evolução do Atlântico sul. Coletado durante
essa expedição, na porção sul da bacia de Santos (figura 2) o testemunho JPC 17 foi
analisado, no presente trabalho, com base nas carapaças de foraminíferos planctônicos
encontradas em seus sedimentos. Graça à sua sensibilidade às variações ambientais,
com decorrente diversidade, esses organismos são muito úteis para a reconstrução das
condições paleoecológicas (Rodrigues & Carvalho, 1980), incluindo o paleoclima (Bandy,
1960; Ericson & Wollin, 1968; Vicalvi, 1999) e identificação de massas d’água e sua
dinâmica em épocas pretéritas. Nos sedimentos provenientes dessa região, encontramos
táxons de foraminíferos representantes das correntes do Brasil (águas quentes) e das
Malvinas (águas frias), com predomínio de espécimens típicos de águas tropicais da
corrente do Brasil. A alteração nesse padrão ao longo do testemunho estudado pode
revelar períodos mais frios (glaciais) ou mais quentes (interglaciais/pós-glacial),
evidenciando uma mudança climática nessa região, reconhecida pela maior abundância
de alguns táxons adaptados a águas frias ou quentes em determinados intervalos.
Mudanças na microfauna também fornecem informações para a construção de
biozoneamentos e na determinação da idade geológica, pois os foraminíferos,
especialmente os planctônicos, possuem alta taxa de evolução além de uma ampla
distribuição geográfica, requisitos básicos para que um táxon seja um bom indicador
bioestratigráfico.

2
O embasamento teórico para o biozoneamento proposto no atual trabalho é
composto pelos trabalhos de Ericson & Wollin (1968) e Vicalvi (1999). Ericson & Wollin
(op. cit.) propuseram um biozoneamento baseado em foraminíferos planctônicos,
correspondente aos períodos glaciais e interglaciais do Quaternário, dividindo esse
período em dez biozonas baseadas na presença/ausência de Globorotalia ex gr. G.
menardii, formas que habitam preferencialmente águas quentes. Com isso, os intervalos
onde esse táxon está presente são considerados de origem interglacial, enquanto sua
ausência identifica intervalos glaciais. Vicalvi (op. cit), refinou o biozoneamento original de
Ericson & Wollin (op. cit) para o Quaternário superior, dividindo as zonas Z,Y e X em
subzonas. Dessa forma, as biozonas Z (Holoceno) e X (Pleistoceno) foram divididas
considerando-se não somente a presença/ausência do plexo menardiforme, mas também
suas variações percentuais dentro de um mesmo episódio climático, enquanto a biozona
Y (Pleistoceno) foi dividida com base na presença/ausência do plexo Pulleniatina ao longo
desse intervalo.
O presente trabalho propõe-se a contribuir para o conhecimento sobre a evolução
das condições paleoceanográficas do Atlântico Sul-ocidental durante o Quaternário final,
com base no estudo das carapaças de foraminíferos planctônicos presentes nos
sedimentos estudados. Pretende-se responder a questões como: 1) que intervalos
bioestratigráficos estão representados no testemunho estudado? 2) que intervalo de
tempo geológico está representado? 3) quais níveis refletem os limites internos entre as
unidades de tempo representadas? 4) quais eram as condições paleoclimáticas nessa
área, durante esse intervalo de tempo?
Para responder a essas questões, foram identificados e quantificados os táxons de
foraminíferos planctônicos encontrados nas amostras coletadas no testemunho JPC 17,
especialmente aqueles sensíveis a variações de temperatura da água do mar. Além da

3
presença/ausência de algumas formas, suas variações percentuais serviram de base não
somente para a identificação de episódios paleoclimáticos, como também para o
reconhecimento de uma moldura bioestratigráfica e cronoestratigráfica para esses
eventos.
II. FORAMINÍFEROS: ASPECTOS GERAIS
II.1. Definição
Os foraminíferos são organismos unicelulares e eucariontes (reino Protista),
aquáticos, vivendo majoritariamente em ambientes mixohalinos a marinhos normais, tanto
no substrato (bentônicos) quanto na coluna d’água (planctônicos). Eles apresentam
pseudópodos finos e ramificados responsáveis pela locomoção, respiração, captura de
alimentos e fixação do organismo. São protegidos por uma carapaça ou teca rígida,
formada por matéria orgânica, calcita, aragonita ou sílica, secretadas pela própria célula,
ou por partículas aglutinadas selecionadas do meio (Boltovskoy & Wright, 1976). As
carapaças possuem tamanho, texturas e formatos variados, são compostas por uma ou
várias câmaras, apresentam uma ou mais aberturas (através dos quais se projetam os
pseudópodos) em posições diferenciadas. Os foraminíferos variam de 0,02 à 19 cm, mas
a grande maioria se situa entre 0,1 a 1mm.
II.2. Ciclo de vida
Segundo Boltovskoy & Wright (1976), o ciclo de vida dos foraminíferos é marcado
pela alternância de gerações, na qual há uma forma assexuada (esquizonte, diplóide) e
uma forma sexuada (gamonte, haplóide).

4
A forma esquizonte possui a carapaça grande com uma câmara inicial (prolóculo)
pequena. Quando o organismo chega à maturidade, a célula se divide por meiose, dando
origem a milhares de células-filhas haplóides. Esse processo ocorre geralmente no inverno.
A forma gamonte se caracteriza pela carapaça pequena com um prolóculo
relativamente grande. No verão, o citoplasma se divide por mitose, produzindo gametas
biflagelados haplóides; esses gametas se fundem por reprodução bissexual originando
organismos diplóides (esquizonte). Esse ciclo geralmente dura um ano nas regiões
tropicais e podem passar de dois anos em regiões temperadas. A alternância de gerações
nem sempre ocorre perfeitamente, podendo haver mais de uma fase antes da outra
ocorrer.
II.3. Habitat e hábitos
Com exceção dos representantes da superfamília Lagynacea, exclusiva de água
doce, os foraminíferos são mais bem adaptados a ambientes salinos, sendo encontrados
nos oceanos de todo o mundo. Os foraminíferos planctônicos vivem à deriva das
correntes, executando subidas e descidas diuturnas na coluna d’água. Os foraminíferos
bentônicos podem viver livres (vágeis) ou fixos (sésseis) na superfície das algas ou sobre
o substrato (epifaunais) ou enterrados no sedimento (infaunais). Os foraminíferos são
encontrados desde as mais extremas profundidades até em ambientes costeiros.
II.4. Alimentação
Os foraminíferos são onívoros, se alimentando de diatomáceas, radiolários,
copépodos, pequenos moluscos, crustáceos, além de outros microorganismos. Os
planctônicos possuem uma preferência pelos copépodos. Todos os alimentos são
capturados pelos pseudópodos, que formam uma teia pegajosa no lado externo da teca

5
(figura 1). Muitos foraminíferos vivem em simbiose com algas fotossintetizantes, sendo
essa relação importante para que possam sobreviver em épocas ou em regiões onde o
alimento é escasso.
II.5. Importância Geológica e Oceanográfica
Os foraminíferos vêm sendo alvo de diversas pesquisas nos últimos quatro séculos
e hoje formam o grupo de microfósseis mais conhecido e utilizado em estudos referentes
a mudanças climáticas e prospecção de hidrocarbonetos.
Os foraminíferos bentônicos são bons indicadores do paleoambiente de deposição,
uma vez que sua distribuição está diretamente relacionado a fatores ligados ao substrato,
como batimetria, litologia, granulometria dos sedimentos, nível de oxigênio próximo ao
fundo, etc. Logo podem indicar variações no nível do mar, bem como a natureza das
Figura 1: Globigerinoides trilobus trilobus (foraminífero
planctônico, Mioceno – Recente) projetando seus filópodos,
formando uma teia pegajosa para captura de alimentos. (Fonte:
http://www.unf.edu/~gmead/ocbasins/marseds.htm)

6
massas d`água de fundo que existiam em determinada região, ajudando no conhecimento
da dinâmica de circulação em um determinado intervalo de tempo geológico (Bertels et
al., 1989; Rodrigues & Carvalho, 1980).
Os foraminíferos planctônicos têm grande variabilidade morfológica, alta taxa de
evolução e ampla distribuição geográfica. Por isso são ferramentas importantes para
construção de modelos de biozoneamentos e, conseqüentemente, na correlação e
datação das rochas sedimentares de origem marinha. Os foraminíferos planctônicos são
muito sensíveis a variações ambientais atmosféricas e principalmente na temperatura da
coluna d’água, sendo assim excelentes indicadores de massas d’água. Um excelente
exemplo desse tipo de aplicação temos em Boltovskoy (1976, apud Boltovskoy, 1981), os
quais, baseados na fauna de foraminíferos planctônicos, demarcaram, próximo ao
paralelo 20o
S, o limite entre as águas tropicais e subtropicais do oceano Atlântico Sul.
III. ÁREA DE ESTUDO
O material estudado provém de perfuração realizada em águas ultraprofundas da
bacia de Santos (1627 metros), uma das mais importantes em termos de potencial de
produção de hidrocarbonetos do país. Essa bacia ocupa uma área de 275.000 Km2
e está
localizada entre os paralelos 23o
e 28o
Sul. Seu limite norte com a bacia de Campos se dá
pelo alto de Cabo Frio, enquanto o limite sul, com a bacia de Pelotas, é dado pela
plataforma de Florianópolis (Pereira & Feijó, 1994); seu limite leste é puramente
operacional, atualmente considerado como sendo a cota batimétrica de 2.000 metros
(figura 2). Nessa região do Atlântico encontra-se a zona de convergência
subtropical/subantártica, uma área de mistura das águas quentes da corrente do Brasil
com as águas frias da corrente da Malvinas.

7
A bacia de Santos está em continuidade estrutural e estratigráfica com o Platô de
São Paulo, uma importante feição geomorfológica localizada entre as latitudes 210
e 280
S, abrangendo uma área total de 300.000 Km2
, limitada a oeste e a leste pela isóbata de
2.000 e 3.200 m respectivamente.
Figura 2: Mapa de localização do testemunho JPC 17.
Brasil

8
IV. HIDROGRAFIA
Os foraminíferos planctônicos compartilham com outros microrganismos
pelágicos a característica de ter sua distribuição espacial diretamente dependente da
intensidade, direção e posicionamento vertical das correntes oceânicas que
movimentam a massa d`água na qual vivem. Esses parâmetros, por sua vez, estão
relacionados a fatores físico-químicos como salinidade, temperatura, circulação
atmosférica, rotação da Terra, etc. Nota-se, portanto, a importância de se conhecer
algo da dinâmica da circulação das diversas massas d`água atuantes na região
enfocada pelo presente estudo, tanto na superfície quanto em estratos mais profundos.
IV.1. Circulação Superficial no Oceano Atlântico Sul-ocidental
A atmosfera está em constante troca com a superfície dos oceanos. A força de
fricção dos ventos soprando em uma superfície é o agente propulsor do movimento, e
essa energia é transferida para as camadas inferiores da coluna d’água. Assim os
principais sistemas de ventos fornecem grande parte da energia que mantém as águas
superficiais circulando. As principais correntes superficiais que circulam pela costa sul-
americana são as correntes do Brasil e a da Argentina (Malvinas).
Na dinâmica da circulação superficial do Atlântico Sul-ocidental (figura 3), os
ventos alísios de Sudeste forçam a água quente do Equador em direção ao Oeste
formando a corrente Sul-equatorial. Quando essas águas encontram as massas
continentais elas são defletidas para a direita (sentido Norte) e para a esquerda (em
direção Sul) ao longo da costa leste da América do Sul, formando as correntes das
Guianas e a do Brasil respectivamente. A corrente do Brasil é uma corrente rasa,
quente e salina na sua origem, próximo ao paralelo 10o
S, constituída basicamente por
águas tropicais (temperatura = >20o
C, salinidade >36 %o; Silveira et al., 2000).

9
Próximo ao paralelo 20o
S ela recebe contribuição da Àgua Central do Atlântico Sul
(SACW = South Atlantic Central Water; temperatura = 6 a 20o
C, salinidade = 34.6 a 36
%o; Silveira op. cit) e se torna mais profunda, apresentando uma espessura de 750m
no sul da bacia de Santos (Silveira et al., 2000). A corrente do Brasil flui em sentido Sul
até se encontrar, em uma região denominada “Zona de Convergência
Subtropical/Subantártica” (Boltovskoy, 1981), com a corrente das Malvinas
(temperatura = 5 a 9o
C, salinidade = 33 a 34 %o; Boltovskoy, op. cit.), que vem do Sul
trazendo as águas subantárticas. Essa zona é uma região de mistura das águas
quentes tropicais/subtropicais com as águas frias subantárticas. Conforme observado
por Boltovskoy (1962), a transição entre essas águas não ocorre abruptamente, ao
longo de uma linha reta, mas de um contato irregular, com franjas ou “línguas” de
águas subtropicais penetrando em águas subantárticas, e vice-versa. O
posicionamento latitudinal da Zona de Convergência Subtropical/Subantártica varia
sazonalmente, podendo ser encontrada entre os paralelos 47o
45’ e 29 o
30’ S, no
inverno e 49 o
e 34 o
S no verão (Boltovskoy, 1981). Dessa forma é quase impossível
definir um limite fixo para a convergência, o que a torna um fenômeno complexo e
bastante discutido até hoje.

10
Figura 3: Esquema de circulação superficial do oceano Atlântico Sul ocidental, mostrando
a zona de convergência tropical/subantártica (modificado de Boltovskoy, 1981)

11
IV.2. Circulação Profunda no Oceano Atlântico Sul-ocidental
Diferentemente da camada superficial, onde a ação do vento é a principal força
motriz, a circulação profunda é causada por diferenças de densidade da água (Ghil et
al, 1987). Isso ocorre porque as massas d`água deslocam-se verticalmente até atingir o
equilíbrio com a densidade de uma outra massa d`água adjacente. Esse tipo de
circulação controla a distribuição vertical da temperatura e salinidade nos oceanos, já
que a densidade é função da salinidade e temperatura, e aumenta com a profundidade.
Nas regiões polares e subpolares do Atlântico Sul existem locais onde ocorre
afundamento (subsidência) de água. Uma vez que o clima torna-se mais frio à medida
que aumenta a latitude, as massas d`água que afundam em cada um desses locais
apresentam uma densidade característica, atingindo diferentes níveis de profundidade.
Com isso, a água oceânica profunda é separada em diferentes “massas d’água”
individualizadas, cada uma delas com características físicas, movimentos e origem
independentes (figura 4). A água que afunda em determinada região tende a manter
seus valores de temperatura e salinidade originais, devido à lenta capacidade de
mistura entre as águas de diferentes densidades.
No Atlântico Sul-ocidental, estão presentes as águas superficiais (corrente do
Brasil e das Malvinas), Água Intermediaria Antártica (AAIW = Antartic Intermediate
Water, 700 − 1100 m de profundidade), Água Profunda do Atlântico Norte (NADW =
North Atlantic Deep Water, 2000 − 3000m de profundidade) e Água de Fundo Antártica
(AABW = Antartic Botom Water, 3500 − 4300m de profundidade).
A AAIW (temperatura = 2,2 a 6o
C e salinidade = 34,1 a 34,6 %o, Boltovskoy,
1981) tem sua origem ligada diretamente às águas superficiais frias do mar de Weddell,
que circundam o continente antártico. Essas águas superficiais migram em direção

12
Norte até a Zona de Convergência Subtropical/Subantartica, onde afundam e formam a
AAIW. Müller et al. (1998, apud Silveira et al., 2000) apontam uma bifurcação do fluxo
da AAIW dentro da bacia de Santos, onde parte dessa massa migra, ao norte do
paralelo 25o
S, por debaixo da corrente do Brasil em direção ao Equador, e a outra flui
como uma corrente de contorno em direção Sul, a partir do paralelo 28o
S.
A NADW (temperatura = 2 a 4o
C e salinidade = 35%o, Boltovskoy,1981) origina-
se no Atlântico Norte, após a mistura das águas hipersalinas e quentes da corrente do
Golfo com as águas frias e menos salinas da corrente do Ártico. A massa d`água
resultante afunda e migra em direção Sul, percorrendo todo o Atlântico, onde perde
densidade e retorna à superfície, levando nutrientes para as águas superficiais.
A AABW (temperatura = -0.4o
C; salinidade = 34.6%o, Boltovskoy,1981) origina-
se, assim como a AAIW, no mar de Weddell que circunda o continente antártico. Entre
os paralelos de 70-800
S, ela subside e segue em sentido Norte, beirando a costa sul-
americana, passando pelas bacias da Argentina e do Brasil. Por ser mais fria do que
sua sobrejacente (NADW), ocupa profundidades abissais maiores (cerca de 4000m de
profundidade). Em seu trajeto, a AABW encontra barreiras geológicas como a Elevação
do Rio Grande, no limite entre as bacias da Argentina e do Brasil. A partir daí essa
massa flui pelo canal de Vema, uma depressão encontrada entre 30o
e 33o
S / 40o
W,
que separa as porções ocidental e central da elevação do Rio Grande (Fridlung, 2000).

13
Figura 4: esquema da circulação oceânica superficial e profunda do Atlântico Sul ocidental
(modificado de Boltovskoy, 1981).

14
V. TRABALHOS PRÉVIOS
Pesquisadores da Universidade Federal do Rio de Janeiro, da Universidade
Federal Fluminense e da Universidade Federal de Pernambuco vêm analisando
testemunhos perfurados durante o cruzeiro KNORR 159-5. O estudo do testemunho
JPC 17 insere-se nesse contexto. Barbosa et al. (1999), apresentaram um estudo
integrado do testemunho MC 58 (sul do platô de São Paulo), envolvendo análises
preliminares de foraminíferos, radiolários e nanofósseis calcários. Wanderley (2001),
com base em nanofósseis calcários desse mesmo testemunho, concluiu que seus
sedimentos foram depositados em um ambiente de águas quentes. Rios-Netto (2001),
com base em foraminíferos planctônicos, sugeriu que os 44 cm de sedimentos do topo
do testemunho MC-58, foram depositados durante os últimos 15.000 anos, e que o
intervalo 11 – 41 cm corresponde ao Holoceno. Portilho-Ramos (2001) estudou o
testemunho MC 5-F, perfurado no platô de São Paulo, região próxima ao sítio onde foi
perfurado o testemunho JPC 17, durante o mesmo cruzeiro KNORR 159-5; com base
em foraminíferos planctônicos, esse autor concluiu que a totalidade dos sedimentos
representados naquele testemunho foi depositada durante Holoceno, sob águas
quentes; e que somente a subzona Z1, de Vicalvi (1999) estaria representada no
testemunho MC 5-F. Portilho-Ramos & Rios-Netto (2002) apresentaram resultados
preliminares do estudo dos primeiros 100 cm do testemunho JPC 17, os quais são
aprofundadas no presente trabalho.
VI. MATERIAL E MÉTODOS
O material de estudo foi coletado no testemunho JPC 17, perfurado em 1998,
pelo cruzeiro KNORR 159-5 (WHOI - Woods Hole Oceanographic Institution, EUA), sob
lâmina d’água de 1627 metros, na porção sul da bacia de Santos (figura 2), à altura da

15
ilha de Florianópolis SC (27o
41.83’ S e 46o
29.64’ W). Essa perfuração alcançou uma
profundidade total de 15 metros, dos quais os cinco metros superiores foram estudados
durante a pesquisa aqui apresentada. Ao todo, 50 amostras foram coletadas, com um
espaçamento de 10 cm entre elas.
Em laboratório, as amostras foram lavadas sob água corrente, em peneira com
malha 62 µm e, posteriormente, secadas sob temperatura ambiente. Em seguida, cada
amostra foi quarteada e peneirada a seco em peneiras com malha de 125 e 250 µm.
As frações retidas em cada uma dessas peneiras foram analisadas separadamente,
conforme descrito abaixo.
PROCEDIMENTO DE CONTAGENS RELATIVAS A UM TÁXON T DE FORAMINÍFERO
PLANCTÔNICO EM UMA AMOSTRA A:
1. quarteamento até uma fração 1 / Y do total da amostra, onde estima-se que
possam ser encontrados entre 300 a 1000 carapaças de foraminíferos
planctônicos.
2. contagens na fração 1 / Y:
2.1. carapaças com diâmetro > 250 µm: todos as carapaças de foraminíferos foram
contadas (N >250); nessa porção também foi contado o número de carapaças de
foraminíferos planctônicos (Np >250), o número de carapaças de foraminíferos
bentônicos (Nb >250) e o número de carapaças de foraminíferos do táxon T (NT >250).
Esses valores são, portanto, referentes a 1 / Y da amostra total.
2.2. carapaças com diâmetro entre 125 µm e 250 µm:
2.2.1. espalhou-se o sedimento, de modo homogêneo, sobre uma bandeja
quadriculada, ocupando Q quadrados dessa bandeja (figura 5); em seguida,

16
selecionou-se aleatoriamente um determinado número de quadrados q, nos quais
seriam estudadas as carapaças. Desse modo, nessa porção não foi estudada 1 / Y
da amostra original, mas q / Q de 1 / Y da mesma.
2.2.2. nessa porção foram contadas todas as carapaças de foraminíferos (n 125-250);
também foi contado o número de carapaças de foraminíferos planctônicos (np 125-
250), o número de carapaças de foraminíferos bentônicos (nb 125-250) e o número de
carapaças de foraminíferos do táxon T (nT 125-250).
2.2.3. cada um desses valores foi multiplicado por um fator Q/q, de modo a chegar-
se aos valores correspondentes em 1/Y da amostra, esses sim passíveis de
comparação com os valores calculados na fração de diâmetro > 250 µm. Desse
modo temos que:
N 125-250 = n 125-250 x Q / q
Np 125-250 = np 125-250 x Q / q
Nb 125-250 = nb 125-250 x Q / q
NT 125-250 = nT 125-250 x Q / q
2.3. carapaças na fração 1 / Y:
N 1 / Y = N 125-250 + N >250
Np 1 / Y = Np 125-250 + Np >250
Nb 1 / Y = Nb 125-250 + Nb >250
NT 1 / Y = NT 125-250 + NT >250
3. contagens na amostra total: considerando-se que os valores acima foram
obtidos em 1/ Y da amostra, as contagens correspondentes no total da amostra
(CT) podem ser obtidos multiplicando-se cada valor pelo inverso da fração
estudada. Assim:
CT = N 1 / Y x Y

17
CTp = Np 1 / Y x Y
CTb = Nb 1 / Y x Y
CTT = NT 1 / Y x Y
4. os cálculos de porcentagens do táxon T são realizados nas frações 1/Y (quando
referentes às carapaças maiores que 250µm) ou q / Q (quando referentes às
carapaças entre 125 e 250 µm); os cálculos de valores absolutos do táxon T
referem-se ao número de espécimens por 1 cm3
de sedimento.
As carapaças foram analisadas sob estereomicroscópio ZEISS, modelo Stemi SV
11, com aumento máximo de 66 X. As fotomicrografias foram tomadas em microscópio
eletrônico de varredura (MEV) JEOL, modelo JSM-5310, do Laboratório de
Microestrutura Celular do Instituto de Biofísica/UFRJ.
Quadrados ocupados por sedimento (Q) = 28
Quadrados selecionados para análises (q )= 07
Figura 5: bandeja de triagem com a fração de diâmetro entre
125 e 250 µm, espalhada após o quarteamento. Os quadrados
amarelos foram pré-selecionados para estudo.

18
A bioestratigrafia foi definida com base no biozoneamento clássico de Ericson &
Wollin (1968), aprimorado por Vicalvi (1999).
VII. SISTEMÁTICA
A Taxonomia adotada no presente trabalho apoiou-se em Ellis & Messina (1940 –
), para consulta das descrições originais dos táxons, em Loeblich & Tappan (1988) para
discussões de gêneros e em Bolli & Saunders (1985), Stainforth et al. (1975) e Kennett
& Srinavasan (1983) para discussões de espécies e subspécies.
VII.1. Classificação Sistemática
Reino PROTISTA Haeckel, 1866
Filo SARCODINA Schmarda, 1871
Classe RHIZOPODA Siebold, 1845
Ordem FORAMINIFERIDA Eichwald, 1830
Subordem GLOBIGERININA Delage & Hérouard,1896
Superfamília GLOBOROTALIACEA Cushman, 1927
Família GLOBOROTALIIDAE Cushman,1997
Gênero Globorotalia Cushman, 1927 s.l., emend. Banner & Blow, 1959
Gênero Neogloboquadrina Bandy, Frerichs & Vincent, 1967
Família PULLENIATINIDAE Cushman, 1927
Gênero Pulleniatina Cushman, 1927
Superfamília GLOBOGERINACEA Carpenter, Parker & Jones, 1862
Família GLOBIGERINIDAE Carpenter, Parker & Jones, 1862
Subfamília ORBULININAE Schultze, 1854
Gênero Orbulina Orbigny, 1899

19
VII.2. Descrição Taxonômica
A maioria das carapaças encontradas nos cinco metros superiores do
testemunho JPC 17 encontram-se em perfeito estado de preservação, o que facilitou a
identificação dos táxons. Por se tratar de um trabalho com ênfase na bioestratigrafia e
na interpretação da paleotemperatura do oceano, optou-se pela descrição taxonômica
somente das formas consideradas importantes para esse fim, segundo a bibliografia
especializada. Como por exemplo, pode-se citar o gênero Pulleniatina e as espécies
Globorotalia menardii s.l., G. truncatulinoides e G. inflata, uma vez que esses táxons
são altamente sensíveis a variações na temperatura da água. Neogloboquadrina
dutertrei, Globorotalia crassaformis s.l. e Orbulina universa foram incluídas por serem
utilizadas como ferramentas para uma determinação mais precisa dos limites entre as
zonas e subzonas, segundo o modelo proposto por Vicalvi (1999). As demais espécies
de foraminíferos planctônicos consideradas menos importantes para esse propósito
foram identificadas, mas não serão descritas.
Via de regra, as medidas de diâmetro foram tomadas somente nos exemplares
fotografados.
Ordem FORAMINIFERIDA Eichwald, 1830
Subordem GLOBIGERININA Delage & Hérouard,1896
Superfamília GLOBOROTALIACEA Cushman, 1927
Família GLOBOROTALIIDAE Cushman,1997
Gênero Globorotalia Cushman, 1927 s.l., emend. Banner & Blow, 1959

20
Globorotalia crassaformis s.l (Galloway & Wissler, 1927)
est. 3; fig. 5
Globigerina crassaformis Galloway & Wissler, 1927, p. 41, est. 7, fig. 12.
Globorotalia crassaformis (Galloway & Wissler, 1927). Parker, 1962, p. 235, est. 38,
figs. 3-5.
Descrição: Teca trocoespiral, baixa. Lado espiral plano a levemente convexo; lado
umbilical fortemente convexo; periferia axial subaguda a aguda. Contorno equatorial
subquadrado a quadrado. Última volta com 4 câmaras em forma de cunha, que
crescem lentamente em tamanho; ombro umbilical arredondado. Suturas radiais, retas
e deprimidas no lado umbilical; radiais, levemente curvadas e deprimidas no lado
espiral. Umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda arqueada, íntero-marginal,
umbilical-extra-umbilical com lábio delicado. Superfície finamente perfurada,
eventualmente mais pustulosa no lado umbilical do que no lado espiral.
Maior diâmetro: 0,61 mm
Notas: Globorotalia inflata difere de Globorotalia crassaformis por ter a abertura mais
ampla e mais alta, as câmaras mais infladas e a periferia axial arredondada. Formas
intermediárias são freqüentes. Devido a maior importância de Globorotalia inflata na
determinação de paleotemperatura, optou-se por assinalar a esse táxon somente as
formas mais características da espécie; eventuais formas intermediárias foram
consideradas como Globorotalia crassaformis. Globorotalia truncatulinoides difere de
Globorotalia crassaformis por ter câmaras com ombros umbilicais agudos, por ser mais
convexa no lado umbilical e pelo lado espiral mais achatado. Bolli & Saunders (1985)
apresentam uma interessante discussão a respeito da distinção entre Globorotalia

21
crassaformis ronda, G. crassaformis oceanica, G. crassaformis crassaformis e G.
crassaformis hessi. As duas primeiras subspécies distribuem-se da biozona N18
(Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli & Saunders, 1985). G.
crassaformis crassaformis distribui-se da N19 (Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de
Blow (op. cit.), enquanto G. crassaformis hessi é restrita à biozona N22, desse mesmo
autor (Pleistoceno médio). As formas encontradas nessa pesquisa pertencem,
certamente, à subspécie G. crassaformis crassaformis. No entanto, a classificação ao
nível de subespécie não é de importância para a identificação de paleotemperatura da
água. Por esse motivo, optou-se por classificar todos os indivíduos dessa espécie
como Globorotalia crassaformis s.l.
Globorotalia truncatulinoides s.l ( D’Orbigny, 1839)
est. 3; fig. 1 e 2
?Rotalia truncatulinoides D’Orbigny, 1839, p. 132, est.2, figs. 25-27.
Globorotalia truncatulinoides ( D’Orbigny, 1839). Cushman, 1931a, p. 97-99, est. 17,
fig. 14.
Descrição: Teca trocoespiral. Lado espiral plano; lado umbilical fortemente convexo;
periferia axial de aguda a quilhada. Contorno equatorial subcircular. Última volta com
cinco câmaras em forma de cunha, que crescem lentamente em tamanho; ombro
umbilical agudo, principalmente na última câmara, no caso da subespécie G.
truncatulinoides excelsa. Suturas radiais, retas e deprimidas no lado umbilical; radiais,
levemente curvadas e deprimidas no lado espiral. Umbílico estreito e profundo.
Abertura em fenda intero-marginal, umbilical-extra-umbilical, apresentando lábio.
Superfície pustulosa no lado umbilical; de pustulosa a lisa do lado espiral.

22
Maior diâmetro: 0,54 a 0,63 mm
Notas: Globorotalia crassaformis s.l. difere de Globorotalia truncatulinoides s.l. por ter
câmaras com ombros umbilicais arredondados, por ser menos convexa no lado
umbilical e pelo lado espiral menos achatado.
Bolli & Saunders (1985) apresentam uma interessante discussão a respeito da
distinção entre Globorotalia truncatulinoides truncatulinoides, G. truncatulinoides
excelsa, G. truncatulinoides pachytheca. Todas essas subespécies distribuem-se da
biozona N22 (Pleistoceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli &
Saunders,1985). Conforme já observado, a classificação ao nível de subespécie não é
de importância para a identificação de paleotemperatura da água e assim optou-se por
classificar todos os indivíduos dessa espécie como Globorotalia truncatulinoides s.l.
Globorotalia inflata (D’Orbigny)
est. 3; fig. 3.
Globigerina inflata D’Orbigny, 1839, p. 134, est. 2, figs. 7-9.
Globorotalia inflata ( D’Orbigny). Parker, 1962, p. 236, est. 5, figs. 6-9.
Descrição: Teca em trocoespira baixa, inflada. Lado umbilical convexo; lado espiral
levemente convexo; periferia axial arredondada. Contorno equatorial subcircular a
subquadrado, lobulado. Última volta com 4 câmaras infladas, crescendo a taxa
mediana. Suturas radiais, retas e deprimidas do lado umbilical; deprimida e pouco
curvada do lado espiral. Umbílico estreito e profundo. Abertura em arco alto, íntero-
marginal, umbilical-extra-umbilical. Superfície perfurada, lisa no lado espiral; perfurada,
lisa no lado umbilical, com leves pústulas na região umbilical.

23
Notas: Globorotalia crassaformis difere de Globorotalia inflata por ter a abertura em
forma de fenda, as câmaras em forma de cunha e a periferia axial aguda. Formas
intermediárias são freqüentes. Devido à maior importância de Globorotalia inflata na
determinação de paleotemperatura, optou-se por assinalar a esse táxon somente as
formas mais características da espécie; eventuais formas intermediárias foram
consideradas como Globorotalia crassaformis.
O plexo menardiforme
O plexo menardiforme compreende um grupo de globorotalias do Neógeno final,
típicas de águas quentes, que possuem diversas feições morfológicas em comum
(Stainforth et al., 1975). Bolli & Saunders (1985) acrescentaram uma discussão das
relações filogenéticas entre essas formas. O nome de “menardiforme” é adotado por
causa de Globorotalia menardii (Parker, Jones, & Brady, 1865), que é estabelecida
como a forma base para o plexo. Espécies como Globorotalia menardii s.l., G. túmida
s.l., G. fimbriata foram identificadas e serão descritas no presente trabalho. As demais
espécies/subespécies assinaladas ao grupo, assim como as características que as
diferenciam, podem ser consultadas nos trabalhos citados acima.
Por habitarem preferencialmente ambientes quentes e serem sensíveis a
variações na temperatura da água, as globorotálias menardiformes possuem grande
valor na determinação de mudanças paleoclimáticas. Dessa forma, Ericson & Wollin
(1968) propuseram um biozoneamento baseado na presença/ausência dessas formas,
onde sua presença indica períodos interglaciais e pós-glacial e a ausência, períodos
glaciais. Vicalvi (1999) observou um comportamento semelhante na bacia de Campos,

24
e passou a usar as globorotálias menardiformes como principal ferramenta para o seu
trabalho de bioestratigrafia, observando não só a presença/ausência, mas sua
respectiva participação percentual em cada intervalo. No presente trabalho será
adotada a proposta de Vicalvi (op. cit.), como base para construção de um modelo
bioestratigráfico para o testemunho estudado.
Globorotalia menardii s.l (Parker, Jones & Brady)
est. 1; fig. 1 e 2.
Rotalia menardii Parker, Jones & Brady, 1865, p. 20, est. 3, fig. 81.
Globorotalia menardii (Parker, Jones & Brady). Banner & Blow, 1960, p. 31, est. 6, figs.
2a-c.
Globorotalia menardii menardii (Parker, Jones & Brady). Bolli & Saunders, 1985, p. 228,
figs. 5-7.
Rotalina cultrata dÒrbigny, 1839, p. 76, pl. 5, figs. 7-9.
Globorotalia cultrata (dÒrbigny) Banner & Blow, 1960, p. 34, pl. 6, figs. 1a-c.
Globorotalia menardii cultrata (dÒrbigny). Bolli & Saunders, 1985, p. 228, figs. 8-10.
Descrição: Teca trocoespiral baixa. Contorno axial biconvexo; periferia axial com quilha
suave a grosseira. Contorno equatorial subcircular a auriculiforme, lobulado. Última
volta com cinco a seis câmaras crescendo a taxa mediana a alta; câmaras em forma de
crescente, assimétricas, levemente alongadas na direção do enrolamento. Suturas
radiais, curvadas e limbadas no lado espiral; radiais, retas e deprimidas no lado
umbilical, umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda íntero-marginal, umbilical-
extra-umbilical com lábio. Superfície lisa em ambos os lados, freqüentemente pustulosa
próximo à abertura.

25
Notas: Bolli & Saunders (1985) apresentam uma pertinente nota com a distinção entre
Globorotalia menardii menardii, G. menardii cultrata. Ambas as espécies distribuem-se
da biozona N19 (Plioceno) à biozona N23 (Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli &
Saunders, 1985). No entanto, a classificação ao nível de subespécie não é de
importância para a identificação de paleotemperatura da água. Por esse motivo, optou-
se por classificar todos os indivíduos dessa espécie como Globorotalia menardii s.l.
Glogorotalia fimbriata difere da Globorotalia menardii s.l unicamente por apresentar
espinhos ao longo de sua periferia axial.
Globorotalia tumida tumida difere de G. menardii s.l por seu contorno axial intumescido.
Globorotalia fimbriata (Brady, 1884)
est. 1; fig. 4.
Pulvinulina menardii ( D’Orbigny) var. fimbriata Brady, 1884, p. 691, est. 103, figs. 3a-c.
Descrição: Teca biconvexa. Lado umbilical levemente mais convexo do que o lado
espiral; periferia axial quilhada, com espinhos radiais. Contorno equatorial auriculiforme
lobulado. Ultima volta com 5 a 6 câmaras crescendo a taxa mediana a alta; câmaras
em forma de crescente, assimétricas, levemente alongadas na direção do enrolamento.
Suturas radiais, curvadas e limbadas no lado espiral; radiais, retas e deprimidas no
lado umbilical. Umbílico estreito e profundo. Abertura em fenda intero-marginal,
umbilical-extra-umbilical com lábio. Superfície lisa em ambos os lados.
Notas: Globorotalia menardii s.l. difere de Globorotalia fimbriata unicamente por não
apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.
Globorotalia tumida tumida difere de Globorotalia fimbriata por seu contorno axial
intumescido, além de não apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.

26
Globorotalia tumida tumida (Brady, 1877)
est. 1; fig. 3.
Pulvinulina menardii tumida Brady, 1877, p. 535, sem figuras.
Globorotalia tumida (Brady) Banner & Blow, 1960a, p. 26, est. 5, figs. 1a-c.
Descrição: Teca trocoespiral biconvexa, intumescida. Lado espiral levemente mais
convexo do que o lado umbilical; periferia axial com quilha grosseira. Contorno
equatorial auriculiforme lobulado. Última volta com cinco a seis câmaras crescendo
rapidamente em tamanho. Câmaras em forma de crescente, assimétricas, levemente
alongadas na direção do enrolamento. Suturas radiais, curvadas e limbadas no lado
espiral; radiais, retas e deprimidas no lado umbilical. Umbílico estreito e profundo.
Abertura em fenda ou arco baixo, íntero-marginal, umbilical-extra-umbilical com lábio.
Superfície lisa em ambos os lados.
Notas: Globorotalia tumida flexuosa difere de Globorotalia tumida tumida por possuir a
última câmara flexionada em direção ao lado umbilical.
Globorotalia menardii s.l. difere de G. tumida tumida, por não apresentar contorno axial
intumescido.
Globorotalia fimbriata difere de Globorotalia tumida tumida por não ter contorno axial
intumescido, além de apresentar espinhos ao longo de sua periferia axial.

27
Gênero Neogloboquadrina Bandy, Frerichs & Vincent, 1967
Neogloboquadrina dutertrei (DÒrbigny, 1839)
est. 4; fig.2.
Globigerina dutertrei DÒrbigny, 1839, p. 84, est. 4, figs.19-21.
Neogloboquadrina dutertrei (DÒrbigny) Bandy, Frerichs & Vincent, 1967.
Descrição: Teca em trocoespira baixa. Lado espiral plano a levemente convexo, lado
umbilical levemente convexo; periferia axial arredondada. Contorno equatorial
subcircular, lobulado. Última volta com cinco a seis câmaras globosas, levemente
alongadas axialmente em direção ao umbílico, e que crescem lentamente em tamanho.
Suturas radiais, retas e deprimidas em ambos os lados. Umbílico aberto e profundo.
Abertura em arco médio, ínterio-marginal, umbilical-extra-umbilical. Superfície
cancelada.
Família PULLENIATINIDAE Cushman, 1927
Gênero Pulleniatina Cushman, 1927
est. 2; figs. 1, 2 e 3.
Descrição: Teca subglobosa, inicialmente trocoespiral, passando a estreptoespiral das
primeiras para a última volta; esse caracter acentua-se progressivamente do inicio para
o final da linhagem evolutiva primalis – praecursor – obliquiloculata – finalis. Lado
umbilical levemente mais convexo do que o lado espiral. Última volta com 4 a 4 ½
câmaras globosas. Suturas radiais, retas levemente deprimidas em ambos os lados.

28
Umbílico estreito e raso. Abertura em arco baixo, ínterio-marginal, umbilical-extra-
umbilical em P. primalis, estendendo-se em direção ao plano equatorial nas formas
posteriores na linhagem evolutiva, chegando a umbilical-equatorial em P. finalis.
Superfície perfurada espessa e lisa levemente pustulosa na face apertural.
Notas: Bolli & Saunders (1985) apresentam uma interessante discussão a respeito da
distinção entre Pulleniatina primalis, P. obliquiloculata, P. finalis. Nesse trabalho os
autores discutem as diferentes tendências evolutivas seguidas por esse gênero nos
oceanos Atlântico e Pacífico, encontrando ambientes diferentes e com isso
distribuindo-se de maneira diferente nesses oceanos, originando as províncias
biogeográficas Atlântica e do Pacifico. No presente trabalho discutiremos somente a
distribuição do gênero na província do Atlântico, pois os táxons encontrados pertencem
a essa província.
A primeira espécie distribui-se da biozona N18 (Plioceno) a biozona N23
(Holoceno) de Blow (1969, apud Bolli & Saunders, 1985). P. obliquiloculata distribui-se
da biozona N21 (Plioceno) a biozona N23 (Holoceno) de Blow (op. cit.), enquanto P.
finalis ocorre desde a biozona N22 (Pleistoceno) à biozona N23 (Holoceno), do mesmo
autor. No entanto, a classificação ao nível de espécie não é de importância para a
identificação de paleotemperatura da água. Por esse motivo, optou-se por não
identificar os indivíduos desse táxon a nível subgenérico.

29
Superfamília GLOBIGERINACEA Carpenter, Parker & Jones, 1862
Família GLOBIGERINIDAE Carpenter, Parker & Jones, 1862
Subfamília ORBULININAE Schultze, 1854
Gênero Orbulina Orbigny, 1899
Orbulina universa (D’Orbginy,1839)
est. 4; fig. 1.
Orbulina universa D’Orbginy, 1839a, p. 2, est. 1, fig. 1.
Descrição: Teca esférica composta por uma porção inicial trocoespiral, com uma
câmara final esférica envolvendo inteiramente as anteriores. Aberturas diversas,
pequenas e arredondadas. Superfície híspida, inteiramente perfurada por numerosos
poros.

30
VIII. BIOESTRATIGRAFIA E CRONOESTRATIGRAFIA
Ericson & Wollin (1968), propuseram um biozoneamento baseado em
foraminíferos planctônicos, correspondente aos períodos glaciais e interglaciais do
Quaternário, onde as biozonas Q (glacial), R (interglacial), S (glacial), T (interglacial), U
(glacial), V (interglacial), W (glacial), X (interglacial) e Y (glacial) representam o
Pleistoceno, enquanto a biozona Z (pós-glacial) corresponde ao Holoceno (figura 6).
Esse zoneamento bioestratigráfico foi desenvolvido com base na presença/ausência de
Glorotalia ex gr. G. menardii, formas que habitam preferencialmente águas quentes.
Com isso os intervalos onde esse táxon esta presente são considerados interglaciais,
enquanto sua ausência identifica intervalos glaciais.

31
Figura 6: Biozoneamento de Ericson & Wollin (1968). Os intervalos interglaciais e
pós-glacial são reconhecidos pela presença do complexo menardiforme, enquanto
a ausência desse táxon indica os intervalos glaciais.

32
Vicalvi (1999), analisando foraminíferos planctônicos de testemunhos
provenientes da bacia de Campos, realizou um trabalho pioneiro no Brasil, refinando o
biozoneamento original de Ericson & Wollin (op. cit) para o Quaternário superior,
dividindo as biozonas Z, Y e X em subzonas. Nesse trabalho, a biozona Z (Holoceno),
foi dividida em Z1 e Z2 e a zona X (Pleistoceno), em X1 a X11 (figura 7). Esse
resultado foi alcançado considerando não somente a presença/ausência do plexo
menardiforme, mas também suas variações percentuais dentro de um mesmo episódio
climático. A zona Y (Pleistoceno), foi dividida em Y1 a Y5, baseando-se na freqüência
do plexo Pulleniatina, um gênero cujo registro é marcado por desaparecimentos e
reaparecimentos locais ao longo do Quaternário final no Atlântico Sul (Bé et. al., 1976;
Prell & Damuth, 1978; Vicalvi, 1999). Ao todo, Vicalvi (op. cit.) identificou três níveis de
desaparecimento local do plexo Pulleniatina. O primeiro nível de desaparecimento
desse plexo foi denominado YP.1 (primeiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata) e
corresponde ao limite entre as zonas X e Y de Ericson & Wollin (op. Cit.), no final do
último episódio interglacial, com idade absoluta estimada em 84.000 anos A.P. O
segundo bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata, denominado YP.2, marca o limite
entre as subzonas Y4/Y3 de Vicalvi (op. cit.), com idades absoluta variando de 67.700
e 74.400 anos A.P. O terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3), tem
idades absolutas variando entre 42.000 e 45.000 anos A.P. e marca o limite entre as
subzonas Y2/Y1 do mesmo autor. Segundo Bé et. al. (op. cit), o gênero Pulleniatina
reaparece em sedimentos do Atlântico equatorial e do Caribe na porção final da zona Y
(Pleistoceno), há aproximadamente 15.000 A.P., tornando-se abundante durante o
Holoceno. Assim como Vicalvi (1999), o presente trabalho observa um retorno
moderado do plexo Pulleniatina somente na base da subzona Z2, no limite
Holoceno/Pleistoceno, há cerca de 10.000 anos A.P.

33
Figura7:BiozoneamentodeVicalvi(1999)esuacorrelaçãocomobiozoneamentodeEricson&Wollin(1968),conforme
propostoporaqueleautor.Osbioeventosquedelimitamassubzonassãoindicadosaoladodozoneamento.
Ericson&Wollin(1968)Vicalvi(1999)
10Ka
Holoceno
Pleistoceno
ZZ1
Z2
100Ka
Y
X
CronoestratigrafiaHarland,1989
AnosA.P.
Y1
Y2
Y3
Y4
Y5
50Ka
X11
X10
X9
X8
X7
X6
X5
X4
X3
X2
X1
Pós-glacial
Glacial
Interglacial
Plexo(YP.2)Pulleniatina
PlexoPulleniatina
1-3%Plexomenardiforme
3-7%Plexomenardiforme
Bioeventos
G.flexuosa
PlexoPulleniatina

34
Os fatores ambientais que controlam a distribuição do gênero Pulleniatina não
são totalmente conhecidos, mas obviamente estão relacionados às variações
climáticas do Quaternário. Acredita-se que a salinidade é o primeiro fator que limita a
distribuição do plexo Pulleniatina e que o aumento uniforme da salinidade do oceano
Atlântico durante o máximo glacial foi o principal responsável pelo desaparecimento
diácrono desse plexo no oceano Atlântico, já que o desaparecimento ocorre primeiro
nas áreas de maior salinidade Prell & Damuth (1978).
Biozonamento de Vicalvi (1999)
No intervalo estudado no presente trabalho foram reconhecidas as subzonas Y3
a Z1 conforme definidas por Vicalvi (1999), as quais são caracterizadas abaixo ( Figura
7).
Subzona Y3 (Pleistoceno) - intervalo entre o segundo bio-horizonte Pulleniatina
obliquiloculata (YP.2; base) e o nível de reaparecimento local desse táxon (topo). O
plexo Pulleniatina, portanto, está ausente, assim como o plexo menardiforme. Ocorre
um aumento no numero de formas de águas frias como Globorotalia inflata e G.
truncatulinoides. Orbulina universa apresenta alguns picos sem significado. G.
crassaformis não tem representatividade, enquanto Neogloboquadrina detertrei
apresenta picos na base e no topo do intervalo.
Subzona Y2 (Pleistoceno) - intervalo entre o nível de reaparecimento local do
plexo Pulleniatina (base) e o terceiro bio-horizonte Pulleniatina obliquiloculata (YP.3;
topo). Nesse intervalo há o retorno significativo do plexo Pulleniatina, que apresenta os
maiores percentuais dentro da zona Y. O plexo menardiforme continua ausente. Ocorre
um decréscimo de Globorotalia inflata. Por outro lado, há um ligeiro aumento de G.
truncatulinoides em relação à metade superior da subzona Y3. Neogloboquadrina

35
dutertrei é freqüente, G. crassaformis não tem significado e Orbulina universa
apresenta um pico abrupto próximo do topo da subzona.
Subzona Y1 (Pleistoceno) - intervalo entre o terceiro bio-horizonte Pulleniatina
obliquiloculata (YP.2; base) e o nível que marca o último reaparecimento local desse
táxon (topo) e do plexo menardiforme. Desse modo, os plexos Pulleniatina e
menardiforme estão ausentes nesse intervalo, enquanto as espécies de água fria
Globorotalia inflata e G. truncatulinoides aumentam em numero. G. crassaformis tem
pouco significado, Orbulina universa e Neogloboquadrina dutertrei apresentam um
crescimento de freqüência típico desta subzona.
Subzona Z2 (Holoceno) – intervalo marcado pela presença relativamente alta do
plexo menardiforme (de 3 a 7%) em relação à fauna total de foraminíferos planctônicos
e pelo retorno baixo a moderado do plexo Pulleniatina. Globorotalia inflata torna-se rara
ou ausente enquanto G. truncatulinoides possui seu maior percentual próximo ao limite
com o Pleistoceno e depois permanece constante até o topo do intervalo. Entre as
demais espécies, somente Orbulina universa tem algum significado numérico.
Subzona Z1 (Holoceno) - difere da anterior apenas pela diminuição na
participação percentual do plexo menardiforme, que se encontra entre 1 a 3% da fauna
total de foraminíferos planctônicos.
Reconhecimento das biozonas de Vicalvi (1999) nos cinco
primeiros metros do testemunho JPC-17
Baseado nos trabalhos citados acima, foi possível determinar que os cinco
metros de sedimento do testemunho JPC17, estudados no presente trabalho,
apresentam um registro completo do Holoceno além da porção final do Pleistoceno,
representado pelas subzonas Y3 a Y1 de Vicalvi (1999). Na tabela 1 e na figura 8

36
pode-se observar que a presença do plexo menardiforme está bem evidente nos
primeiros 60 cm do testemunho, exceto nas amostras 30-31 e 40-41cm, onde ocorre
um desaparecimento total dessas formas, possivelmente decorrência de um fenômeno
climático local que merece atenção e deverá ser melhor estudado em trabalhos futuros.
Contudo, a presença de Globorotalia fimbriata no intervalo 50-51 cm, comprova que
esses sedimentos foram depositados durante o Holoceno, pois G. fimbriata é uma
espécie menos freqüente do plexo, mas exclusiva desse período.
A partir desses dados foi reconhecido o limite Holoceno/Pleistoceno entre as
profundidades 60-61 cm e 70-71 cm, uma vez que desde essa última amostra até base
do intervalo estudado (490-491m) o plexo menardiforme permanece ausente ou tem
raras ocorrências sem significado bioestratigráfico, correspondendo, possivelmente, a
indivíduos que conseguiram resistir às baixas temperaturas dominantes. Dessa forma
os 60 cm de sedimento do topo do testemunho JPC 17 indicam o Holoceno,
correspondendo à biozona Z de Ericson & Wollin (op. cit.). Os sedimentos encontrados
abaixo desse intervalo foram depositados durante o último episódio glacial ocorrido no
Pleistoceno, evidenciado pela ausência do plexo menardiforme, além do aumento
considerável de formas típicas de águas frias, principalmente Globorotalia inflata.

38
No estudo proposto para o testemunho JPC17, foram reconhecidas cinco
subzonas de Vicalvi (1999). Três representam o Pleistoceno superior (Y1, Y2 e Y3) e
duas dividindo o Holoceno (Z1 e Z2).
Na base do intervalo estudado encontra-se a subzona Y3 que se estende de
450-451cm até 490-491 cm. Essa subzona é marcada pela ausência (ou muito rara
ocorrência, na amostra 450-451cm) do plexo menardiforme e do plexo Pulleniatina. As
formas indicadoras de águas frias, como Globorotalia inflata e G. truncatulinoides ,
apresentam valores de 1,6 % e 1,2 %, respectivamente. G. crassaformis, Orbulina
universa e Neogloboquadrina dutertrei estão praticamente ausentes, embora a primeira
apresente um aumento em número no ultimo intervalo (490-491cm), sem significado
bioestratigráfico. Segundo Vicalvi (1999), a subzona Y3 corresponde ao Pleistoceno
médio. Os sedimentos do testemunho estudado nesse trabalho não apresentam um
registro completo da subzona Y3, e por esse motivo é impossível calcular sua idade
absoluta.
O limite Y3/Y2 proposto no presente trabalho encontra-se entre os intervalos
440-441 cm e 450-451cm. A subzona Y2, como também observado por Vicalvi (1999),
é marcada pelo retorno expressivo do plexo Pulleniatina, que atinge os valores mais
altos de toda zona Y. Sua base, portanto é reconhecida pelo nível de retorno de
Pulleniatina, enquanto o topo da biozona é definido pelo terceiro bio-horizonte
Pulleniatina obliquiloculata (YP3). No presente trabalho essa subzona se estende
desde a amostra 440-441 cm até a amostra 210-211cm. Nessa subzona o plexo
menardiforme continua praticamente ausente. Na porção inferior do intervalo,
Globorotalia inflata, indicadora de águas frias, permanece com valores próximos aos
encontrados para subzona Y3, mas apresenta um crescimento bem evidente na parte
superior dessa subzona. Globorotalia truncatulinoides, outro representante de águas

39
frias, também apresenta um decréscimo em seus percentuais na porção mediana
dessa subzona, enquanto G. crassaformis, Orbulina universa e Neogloboquadrina
dutertrei permanecem praticamente ausentes ao longo da subzona Y2. Ainda segundo
Vicalvi (op. cit.), a subzona Y2 corresponde ao Pleistoceno médio-superior. A idade
absoluta da base dessa subzona não pode ser determinada, enquanto a seu topo pode
ser atribuída a idade absoluta no bio-horizonte YP.3, ou seja 45.000 a 42.000 anos A.P.
A base da subzona Y1 é reconhecida pelo terceiro bio-horizonte Pulleniatina
obliquiloculata (YP3), que marca o último desaparecimento desse plexo. Seu limite
inferior, com a subzona Y2, encontra-se entre os intervalos 200-201 cm e 210-211cm.,
enquanto o limite superior, com a zona Z (Holoceno), de Ericson & Wollin (op. cit.),
encontra-se entre os intervalos 60-61 cm e 70-71cm. Essa subzona caracteriza-se pela
ausência dos plexos Pulleniatina e menardiforme. Globorotalia inflata assume valores
bastante elevados comparados com os encontrados para as demais subzonas,
principalmente em sua base, decrescendo à medida que se aproxima da zona Z. G.
truncatulinoides apresenta comportamento semelhante, com um pico no limite com a
subzona Y2. Depois permanece constante com valores superiores aos da subzona
subjacente, até o limite com o Holoceno. Nesse nível, essa espécie torna-se
abundante, um aumento característico, que indica o limite Holoceno/Pleistoceno
(Vicalvi, 1999). Os valores de ocorrência de G. crassaformis, Orbulina universa e
Neogloboquadrina dutertrei permanecem aproximadamente constantes desde a base
do intervalo estudado, e, portanto, sem significado bioestratigráfico. Segundo Vicalvi
(1999) a subzona Y1 corresponde ao Pleistoceno superior. A idade absoluta da base
da subzona é de 45.000 a 42.000 anos A.P. (a mesma do bio-horizonte YP.3),
enquanto seu topo corresponde a 11.000 anos A.P. (a mesma do último
reaparecimento do plexo menardiforme).

40
A base da subzona Z2 (60-61 / 70-71cm) marca o limite Pleistoceno / Holoceno,
e é indicado pelo retorno do plexo menardiforme, que permaneceu ausente (ou muito
raro) durante todo o Pleistoceno. Seu limite superior, com a subzona Z1 (10-11 cm / 20-
21cm), é reconhecido, no testemunho JPC 17, pelo aumento percentual do plexo
menardiforme. Observa-se também um retorno moderado do plexo Pulleniatina. As
espécies de águas frias, representadas por Globorotalia inflata e G. truncatulinoides
tornam-se raras. Globorotalia inflata e Orbulina universa apresentam um valor
ligeiramente mais elevado na base de Z2. Neogloboquadrina dutertrei e Globorotalia
crassaformis permanecem praticamente ausentes. Conforme Vicalvi (1999) a subzona
Z2 corresponde ao Holoceno inferior. A base da subzona Z2 corresponde à uma idade
abSoluta de 11.000 anos A.P. (a mesma do último reaparecimento do plexo
menardiforme); o topo dessa subzona não pode ser determinado.
A subzona Z1 compreende o intervalo estratigráfico que se estende do topo da
subzona Z2, entre os intervalos 20-21 cm e 10-11 cm, até o topo do testemunho. Difere
da subzona anterior pelo aumento das porcentagens do plexo menardiforme ( Z1 entre
2,7 e 3,4%; Z2 entre 2,2 e 2,4 %). Esse resultado difere daquele apontado por Vicalvi
(1999), onde a subzona Z2 registra o retorno significativo do plexo menardiforme com
percentuais de 3 a 7% enquanto a subzona Z1 registra percentuais de 1 a 3% do total
da fauna de planctônicos. No entanto, esse mesmo trabalho fornece tabelas
representando os furos geológicos Bu-91/Gl-05 e Bu-91/Gl-10, as quais apresentam
valores contrários aos descritos no próprio texto, mas que concordam com os
resultados encontrados aqui. Estudos posteriores poderão esclarecer essa
discordância. A idade absoluta desse intervalo não pode ser determinada.

41
Figura 8: distribuição dos táxons de foraminíferos, importantes bioestratigraficamente,
encontrados nos cinco primeiros metros do testemunho JPC 17.

42
IX. CÁLCULOS DAS TAXAS DE SEDIMENTAÇÃO
Para efeito de calculo da duração (em termos de idade absoluta) e das taxas de
sedimentação das zonas e subzonas, considerou-se o limite entre os intervalos como
correspondendo à profundidade média entre as amostras que estão, seguramente,
acima e abaixo desse limite. Por exemplo, o limite entre as zonas Z e Y, entre as
profundidades de 60-61 cm e 70-71cm, passa a ser tratado como ocorrendo a 65 cm.
Vicalvi (1999) considerou o início do Holoceno como ocorrido há 11.000 anos, mas no
presente trabalho adota-se como padrão de referência a escala geológica internacional
proposta por Harland et al. (1989), que considera o limite Holoceno / Pleistoceno há
10.000 anos.
A taxa de sedimentação é calculada para o Holoceno dividindo a espessura de
sedimentos que o representam (65 cm) pela duração estimada para essa época
(10.000). Dessa forma estimou-se que a taxa de sedimentação durante o Holoceno foi
de 6,5 cm/Ka. Aplicando uma regra de três simples estimamos a duração da subzona
Z1 em 2307,69 anos e da subzona Z2 em 7692,30 anos.
Conforme visto no início dessa discussão, o terceiro bio-horizonte Pulleniatina
obliquiloculata (biohorizonte YP.3) marca o limite entre as subzonas Y1/Y2. Utilizando-
se de datação absoluta com base em C14
de seis amostras do testemunho 14-PC-06
retirados da bacia de Campos, Vicalvi (1999) determinou que o último desaparecimento
do plexo Pulleniatina (YP.3) ocorreu entre 42.000 e 45.000 anos A.P. Dessa forma
podemos determinar a duração da subzona Y1: se diminuirmos 10.000 anos
equivalentes à zona Z (Holoceno) de 42.000 - 45.000 (idade estimada para o bio-
horizonte YP.3), encontraremos uma duração aproximada de 32.000 - 35.000 anos
para essa subzona. Dividindo-se a espessura dos sedimentos que representam essa
subzona no testemunho (140 cm) pela duração encontrada (32.000 - 35.000),

43
estimamos uma taxa de sedimentação aproximada entre 4,37 e 4,00 cm/Ka para o
intervalo Y1.
A taxa de sedimentação para os intervalos Y2 e Y3 não pode ser determinada
nessa fase da pesquisa.
X. INTERPRETAÇÕES PALEOCEANOGRÁFICAS
A Terra recebe permanentemente grande aporte de energia proveniente
do Sol, absorvendo determinada quantidade e refletindo para o espaço a mesma
quantidade de energia que absorve, mantendo um equilíbrio que torna possível a
existência de vida no nosso planeta (Ahrens, 1993). A maior parte da energia calorífica
que chega a Terra é absorvida pelos oceanos, que cobrem quase toda a superfície do
planeta. Em seguida essa energia é distribuída uniformemente das regiões tropicais
(que recebem maior suplemento de energia) para as regiões polares (que recebem
pouca energia solar), através da circulação atmosférica e oceânica. Qualquer alteração
nesses sistemas proporcionará um desequilíbrio do montante de energia absorvida e
refletida pela Terra, promovendo mudanças climáticas (Ghil et al., 1987; Haug &
Tiedemann, 1998; Driscoll & Haug, 1998) e conseqüentemente causando mudanças na
biota. Fatos como esses fazem parte da história do planeta Terra, que já passou por
períodos de calor intenso e períodos glaciais, onde o frio dominava.
Como podemos notar, os sistemas de circulação oceânica e de circulação
atmosférica são de fundamental importância na manutenção do equilíbrio térmico do
planeta, sendo os principais responsáveis pelo controle do clima mundial.
Existe uma constante troca entre esses dois sistemas. A atmosfera, além de
influenciar a circulação oceânica através dos principais sistemas de ventos, que agem

44
diretamente sobre as camadas superficiais dos oceanos, promove também mudanças
na temperatura da água com a qual está em contato, transferindo calor para o oceano
e vice e versa. Microalgas planctônicas presentes no oceano liberam a maior parte do
oxigênio presente na atmosfera e contribuem para formação de nuvens, pois o
composto dimetil sulfeto (DMS), que produzem reage com o oxigênio atmosférico
produzindo ácido sulfúrico; as partículas desse ácido atraem o vapor d’água atuando
como um núcleo de condensação, formando nuvens que migram levando umidade para
outras regiões (Amabis & Martho, 1992).
A forte interação oceano – atmosfera faz com que os oceanos se tornem
importantes objetos de estudos relacionados ao clima pretérito. Conhecendo a
dinâmica atual de circulação oceânica e de sedimentação, a distribuição geográfica dos
organismos, assim como suas respostas às mudanças no ambiente, pode-se aplicar
esses conhecimentos para deduzir as condições oceanográficas, ambientais e
climáticas que atuavam em épocas passadas (Paleoceanografia, Paleoecologia e
Paleoclimatologia).
Um dos mecanismos mais utilizados por pesquisadores no intuito de estudar as
variações climáticas globais, o paleoambiente e a paleoceanografia de uma
determinada região é a análise de fósseis de microorganismos (p.ex.: Bandy, 1960;
Ericson & Wollin, 1968; Rodrigues & Carvalho, 1980; Ghil et al., 1987; Vicalvi, 1999).
Apesar de seu tamanho diminuto, as carapaças e esqueletos desses organismos são
os principais formadores de depósitos sedimentares em regiões oceânicas profundas.
Os foraminíferos planctônicos, base do presente estudo, são altamente
sensíveis às variações ambientais, principalmente na temperatura da água e,
conseqüentemente, a presença/ausência de um determinado táxon, assim como sua
participação percentual na associação microfossilífera encontrada em um determinado

45
sedimento informam sobre as condições sob as quais essas carapaças foram
depositadas.
O material de estudo foi coletado em uma região influenciada pela a zona de
convergência subtropical/subantártica (Boltovskoy, 1981), uma zona de mistura entre
as águas da corrente do Brasil com a corrente das Malvinas. Nos sedimentos
estudados encontramos carapaças de foraminíferos indicadores dessas duas massas
de’água, com predomínio de espécimens típicos de água quente da corrente do Brasil.
A alteração desse padrão dentro do testemunho estudado pode nos revelar períodos
mais frios (glaciais) ou mais quentes (interglaciais/pós-glacial), caracterizando uma
mudança no clima dessa região, sendo identificado pela maior presença de táxons
adaptados a águas frias ou quentes em um intervalo estratigráfico.
O estudo do testemunho JPC 17 revela uma mudança na temperatura do
oceano Atlântico Sul no tempo correspondente às profundidades 60-61 e 70-71 cm
(tabela 1). Os sedimentos encontrados acima desse nível registram presença das
formas indicadoras de águas quentes, representadas pelo plexo menardiforme. Há
também uma diminuição das espécies de águas frias, como Globorotalia inflata e G.
truncatulinoides, s.l., indicando o retorno das águas oceânicas quentes depois do
ultimo período de glaciação, ocorrido durante o Pleistoceno (figura 9). Os sedimentos
que se encontram abaixo desse limite são caracterizados pelo aumento das
porcentagens de Globorotalia inflata e G. truncatulinoides s.l. e pela ausência do plexo
menardiforme, condição que permanece até a base do intervalo estudado no
testemunho JPC 17 (490 – 491 cm). Essas informações indicam que os sedimentos da
parte inferior desse intervalo foram depositados durante a última glaciação ocorrida no
Pleistoceno.

46
O plexo Pulleniatina, uma forma considerada por muitos autores como indicador
de águas tropicais, apresenta um registro marcado por desaparecimentos e
reaparecimentos regionais ao longo do Pleistoceno (Prell & Damuth, 1978; Vicalvi,
1999). O último reaparecimento desse gênero no Atlântico foi há cerca de 15.000 A.P.
(Bé et. al., 1976), antes do retorno do plexo menardiforme, o que revela que esse táxon
é capaz de tolerar mais as variações na temperatura/salinidade das águas do oceano
do que as globoratálias menardiformes. Dessa forma podemos identificar períodos
onde as águas oceânicas estiveram menos frias (Vicalvi, op. cit.) ou menos salinas
(Prell & Damuth, op. cit.) dentro do intervalo glacial, a ponto de registrar ocorrências do
gênero Pulleniatina, na ausência de menadiformes (Vicalvi, op. cit.).
Com base na freqüência do plexo Pulleniatina, pode-se concluir que o intervalo
correspondente à subzona Y2 de Vicalvi (1999) representa um intervalo onde a
temperatura da água relativamente mais quente e/ou menos salina durante o período
glacial, pois esse plexo está bem representado entre as profundidades de 210 cm a
441 cm. Nas subzonas Y1 (201 – 70 cm) e Y3 (491 – 450 cm) o gênero Pulleniatina
está ausente, apontando, conseqüentemente, períodos mais frios dentro da zona Y.
No presente trabalho, o plexo Pulleniatina reaparece depois do plexo
menardiforme, acima do limite Holoceno/Pleistoceno, um fato curioso, já que as
espécies do gênero Pulleniatina são menos sensíveis à temperatura e/ou salinidade e
deveriam desaparecer antes e reaparecer depois do plexo menardiforme. Esse
resultado difere dos encontrados por Rios-Netto et al. (1997 e 1999) para as bacias de
Campos e Santos, porém é coerente com os resultados de Vicalvi (1999) para alguns
testemunhos provenientes da bacia de Campos. Esse fato é de difícil explicação
considerando-se apenas os estudos desenvolvidos até o momento e deverá ser
enfocado em trabalhos posteriores.

47
Figura 9: relação de distribuição dos táxons de foraminíferos adaptados a águas frias e quentes
nos cinco primeiros metros do testemunho JPC 17.

48
XI. CONCLUSÕES
O estudo dos cinco primeiros metros de sedimentos do testemunho JPC17,
permite concluir que:
1) Foram reconhecidas as biozonas Y e Z de Ericson & Wollin (1968), estando seu
limite entre as amostras 60-61 cm e 70-71 cm:
O intervalo estratigráfico acima de 61 cm corresponde à biozona Z e foi depositado
durante o Holoceno, o que é evidenciado pela presença do plexo menardiforme no
intervalo e pela presença de Globorotalia fimbriata, espécie exclusiva do Holoceno, na
profundidade de 50 cm;
O intervalo estratigráfico entre 70 cm e 491 cm corresponde à biozona Y e foi
depositado durante o Pleistoceno, o que é evidenciado pela ausência do plexo
menardiforme, em sedimentos imediatamente sotopostos à biozona Z, sem que haja
nenhum indício de erosão entre essas camadas.
2) foram reconhecidas as subzonas Y3 a Z1 de Vicalvi (1999):
as subzonas Y3 (amostras 491-490 a 451-450 cm) e Y1 (amostras 201-200 a 71-70
cm) são reconhecidas pela ausência do plexo Pulleniatina, enquanto a subzona Y2
(amostras 441-440 a 211-210 cm) é reconhecida pela presença expressiva de
espécimens desse táxon;

49
a subzona Z2 (amostras 60-61 cm a 20-21 cm) caracteriza-se por percentuais do plexo
menardiforme entre 2,2 e 2,4 %, enquanto a subzona Z1 (amostras 0-1 a 10-11 cm)
apresenta percentuais entre 2,7 e 3,4 %.
3) o intervalo entre a amostra 61-60 cm e o topo do testemunho foi depositado em
ambiente de águas quentes, pois o plexo menardiforme está presente;
4) o intervalo entre a amostra 70-71 cm e 490-491 cm foi depositado em ambiente de
águas frias, pois o plexo menardiforme está ausente ou ocorre muito raramente em
porcentagem próxima a zero, enquanto que Globorotalia inflata e G. truncatulinoides,
representantes de águas frias, estão presentes em maior número;
5) a subzona Y2 de Vicalvi (1999) registra um intervalo de tempo em que as águas
oceânicas na região estudada estiveram relativamente mais quentes e/ou menos
salinas dentro do último episódio glacial, o que é evidenciado pela expressiva presença
do plexo Pulleniatina, uma espécie de água quente, que tolera mais as águas frias do
que o plexo menardiforme.

50
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ESTAMPA 1
1 Globorotalia menardii cultrata
1a vista axial; 1b vista umbilical; 1c vista espiral.
2 Globorotalia menardii menardii
3 Globorotalia tumida tumida
4 Globorotalia fimbriata

ESTAMPA 2
1 Pulleniatina primalis
2 Pulleniatina obliquiloculata
3 Pulleniatina finalis

ESTAMPA 3
1 Globorotalia truncatulinoides excelsa
2 Globorotalia truncatulinoides truncatulinoides
3 Globorotalia inflata
4 Globorotalia inflata/G. Crassaformis (transição) - vista axial .
5 Globorotalia crassaformis crassaformis

ESTAMPA 4
1 Orbulina universa
2 Neogloboquadrina dutertrei dutertrei

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