Little ice age (~1400-1820 AD)

Ao reconstruir períodos chuvosos e de seca no leste da África equatorial ao longo dos últimos 1100 anos, baseado em nível de lago e as flutuações de salinidade do lago Naivasha (∼0o _{S), Quênia, inferidos por três diferentes proxies paleolimnológicos (estratigrafia do}

sedimento, composição de espécies de diatomáceas fóssil e assembleias de Chironomidae), Verschuren et al. (2000) indicaram que o leste da África foi caracterizado com clima significantemente seco durante o Medieval Warm Period (1000-1270 AD) e um relativo clima úmido durante a Little Ice Age (~1270-1850) no qual foi interrompida por três prolongados episódios secos.

Um dos registros mais detalhados do clima durante o Holoceno na região Caribenha vem dos sedimentos laminados na bacia Cariaco (∼10o _{N), no nordeste da Venezuela. O}

decréscimo das concentrações de titânio (Ti) e ferro (Fe), de acordo com Haug et al. (2001), em sedimento na bacia Cariaco sugerem redução de chuvas e aumento da aridez nesta área durante a LIA entre 550 e 200 cal yr B.P. (~1400–1750 AD), enquanto que registros pareados de δ18O e Mg/Ca em coral do mar do Caribe (∼ 19o _{N) mostraram que a LIA foi marcada pelo}

decréscimo de 2o na TSM e por altas salinidades na superfície (WANTANABE et al., 2001). Deste modo, temperaturas mais frias podem ter reduzido a evaporação e convecção sobre o mar do Caribe, resultando em baixa precipitação na Península de Yucatán durante a LIA (HODDEL et al., 2005).

As mudanças na temperatura da superfície do mar (TSM) e circulação atmosférica sobre o mar do Caribe pode ter afetado a Península de Yucatán (∼ 20o _{N) porque esta região}

Caribe é a fonte primária de calor (HODDEL et al., 2005).

A partir de δ18O de Ostracodas de sedimentos lacustre (Aguada X’caamal) da Península de Yucatán, Hodell et al. (2005), sugeriram condições áridas durante a LIA, especialmente durante meados do séc. XV quando apresentaram aumento do δ18O. Estes resultados apresentaram similaridades com os dados de Haug et al. (2001), quando houve diminuição do Ti. Estas similaridades sugerem que o decréscimo da precipitação no início da LIA foi um fenômeno regional. O mecanismo primário proposto para explicar a diminuição na precipitação na região circum-Caribenha é a redução da intensidade do ciclo anual e um deslocamento para a mais ao sul da posição média da ITCZ (HAUG et al., 2001; HODDEL et al., 2005). Além disto, a redução da Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) e

143

expansão de gelo no Atlântico Norte são determinantes para a posição ao sul da ITCZ (HAUG et al., 2001).

Ao comparar registros paleoclimáticos do lago Malawi (∼ 11o _{S) e da bacia do}

Cariaco, Brown e Johnson (2005), apresentaram comportamentos tropicais consistentes durante a LIA. Estes autores interpretaram que excursões no sentido sul da posição da Zona de Convergência Intertropical sobre o sul da África Leste tropical e Nordeste da America do Sul são caracterizados por variabilidade subcentenial sobreposta a uma intensidade crescente entre 1400-1800 AD e que a sincronia dos registros do lago Malawi e a Bacia Cariaco sugerem teleconecções no clima tropical que pode ser uma manifestação de persistente condições semelhantes ao ENSO.

Registros em alta resolução de foraminíferos da hidrografia superficial da Corrente da Flórida para o último milênio de dois testemunhos em Dry Tortugas (∼ 24o _{N) e o Great} Bahama Bank foram realizados por Lund e Curry (2006). Estes autores observaram que a

composição isotópica superficial da água da Corrente da Flórida (δ18Ow) próximo a Dry Tortugas aumentaram 0,4‰ durante o curso da LIA (~1200–1850 AD), equivalente ao

aumento da salinidade de 0,8-1,5. A explicação dos resultados de δ18Ow, segundo os referidos

autores, é a migração em direção ao sul da Circulação da Hadley Atlântica durante a LIA. Este cenário também é consistente com a interpretação de reduzido transporte de calor oceânico em porções mais ao norte que altera a abrangência da Temperatura da Superfície do Mar (TSM) do Atlântico tropical, movimentando a ITCZ em direção mais ao sul (LUND et al., 2006).

Newton et al. (2006) através de análises de Mg/Ca e δ18_{O de espécimes de} Globigerinoides ruber e a geração de registros de TSM e Salinidade da Superfície do Mar

(SSM) no estreito de Macassar, Indonésia (Makassar Strait) concluíram que esta região durante a LIA foi ∼1,5°mais frio e a salinidade ∼1 mais baixa. Isto indica um aumento da precipitação e/ou decréscimo da evaporação durante o referido período no oeste do Pacífico Equatorial. Deve-se destacar que a temperatura mais baixa (28o C) ocorreu durante a reduzida intensidade solar conhecida como Maunder Minimum.

Observando os cenários descritos anteriormente, nota-se que o padrão climático difere entre a região norte e sul do equador. Registros do lago Titicaca (∼ 15°S), na America do Sul mostraram aumento da precipitação durante a LIA (BAKER et al., 2001). No leste da África registros do lago Malawi (∼10°S) mostraram aumento da produtividade de diatomáceas

durante a LIA. Este registro é interpretado como resultado do aumento dos ventos direção norte com as excursões ao sul da ITCZ (BROWN; JOHNSON, 2005). Flutuações do nível do lago Naivasha, Quênia (∼ 0,5°S) apresentaram máxima ocorrência de aumento de precipitação durante a LIA (VERSCHUREN et al., 2000).

Diferentemente das condições de seca durante a LIA sugeridas por Haug et al. (2001) na bacia Cariaco (Venezuela), Sifeddine et al. (2008) através estudos em testemunhos de sedimento marinho na costa Peruana indicaram período da LIA (1400-1820AD) marcado por baixa produtividade, com sedimentos suboxidados e elevada entrada de minerais terrestres relacionadas com chuva e carreamento provenientes do continente. Estes resultados ratificam a migração global para a direção sul da ITCZ postulado por Newton et al. (2006) e Graham et al. (2007).

Na região leste da Amazônia, na Serra Norte Carajás (∼ 6° S), Cordeiro et al. (2008), analisando a variabilidade da deposição/fragmentação de carvão e elementos biogênicos (espículas de Corvomeyeniathumi – Porífera; e colônias de Botriococcus braunii - Chlorococcales) no lago denominado N4, indicaram uma fase seca entre 1300 cal yr B.P. e ca. 70 cal yr BP (∼ 708 e 1938 AD). Neste período, segundo os autores, foram apresentadas elevadas taxas de acumulação de carvão e aumento dos elementos biogênicos (bioindicadores adaptados a fases de dessecação). Os fragmentos de carvão indicaram origem de incêndios tanto locais quanto regionais.

Lara e Cohen (2009) compararam informações de cartografias antigas, imagens de satélites, paleovegetações, sedimentos, antropologia e clima e identificando 4 fases ao focar a evolução da Ilha de Marajó (∼ 0,5°S), no estuário Amazônico, Brasil. Entre 800-1200 AD: Aumento gradual da descarga do Amazonas e a planície de inundação com oscilações de energia estava livre de vegetação; entre 1200-1350 AD: período seco com pequenas descargas de rios, baixa energia, aumento da salinidade da água e extensão máxima dos manguezais; entre 1350-1540 AD: Aumento rápido das descargas do Amazonas, induzindo uma dominância de vegetação de águas doces, inundação do leste de Marajó e regional aumento do nível do mar (Relative Sea-Level – RSL); entre 1540-1750 AD: A RSL diminuiu, coincidindo com uma relacionada intensa seca ao El-Niño ca. 1600 AD.

Ainda sobre o trabalho de Lara e Cohen (2009), e segundo os autores, o primeiro intervalo (800-1500 AD) provavelmente representa uma transição de uma fase seca (200-800 AD) detectada na Guiana Francesa (PUJOS et al., 1996) para um segundo período mais

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úmido (1050-1200AD). Entre 990 e 1050 AD, foi verificada sequência alternada de areia/lama, indicando oscilações de energia significantes, atípicos para lagos e mais representativo de ambiente estuarino e de entremarés. Ao final deste período, polens de manguezal apareceram indicando água salobra e decréscimo de energia no ambiente. A manifestação da vegetação ca. 1000 AD coincide com período de aridez na Amazônia, correlacionado com um evento de mega-El Niño (MEGGERS, 1994).

Monções fracas e mais condições de aridez são reportadas para a LIA, a partir de estudos com sedimentos marinhos da Arábia (ANDERSON et al., 2002), Mar do Sul da China (WANG et al., 1999) e anéis de crescimentos em árvores do Paquistão (TREYDTE et al., 2006). Registros históricos climáticos do sul da Ásia são raros segundo Anderson et al.(2002), porém, de acordo com Jones et al. (1992) e Jacoby et al. (1996), o período mais frio entre 1600 e 1670 AD no oeste da China coincidiu com monções sudoestes mais fracas. Escala temporal geológica dão base à hipótese de que esfriamento glacial (e ciclos D-O) enfraquecem as monções fracas (SIROCKO et al., 1996).

Através de análise do 14C em anéis de crescimento de árvores (Pinheiro Huon da Tasmânia e Pinus merkusii Toba na Tailândia), Hua et al. (2004) observaram em seus resultados que a Tailândia (∼17o _{N) apresentou tendência de Δ}14_{C (‰) próximas aos dados do}

Hemisfério Sul (Tasmânia: ∼42o _{S; Ilha Sul da Nova Zelândia: ∼44}o _{S; Ilha Norte da Nova}

Zelândia: ∼40o _{S) entre 1620–1780 AD. Para este resultado foi discutido que a Tailândia deve}

ter sido influenciada fortemente, durante a última parte da LIA, por entrada de grandes parcelas das monções Asiática de sudoeste, quando a ITCZ provavelmente se moveu em direção norte.

Durante o inverno do Hemisfério Norte (HN), o fluxo de ar para o Sudeste da Ásia é proveniente de latitudes médias do HN, trazidos pela monções de nordeste. Neste período a ITCZ se move para ∼15o _{S. Durante o verão do HN, a ITCZ se move para (∼30}o _{N) e}

essencialmente bloqueia a massa de ar do HN da entrada no Sudeste da Ásia. A massa de ar sobre a sudeste da Ásia é parte derivada do Hemisfério Sul (HS), levadas pelas monções de sudoeste (de Maio a Outubro). Assim, as monções levam chuva e umidade para a região. O que poderia explicar característica da massa de ar sobre Tailândia parecida com a do HS entre 1620–1780 AD é a mistura da ar de inverno do HS trazido pelas monções e o ar de inverno residual do HN, este no qual teria fluído para a Sudeste da Ásia em meses anteriores (HUA et al., 2001).

O período entre 1500 e 1830 AD, nos estudos na região de Cabo Frio de Souto et al. (2011), foi marcado por fluxos crescentes de foraminíferos planctônicos, principalmente de

Globigerina bulloides e Globigerinita glutinata. Estas espécies indicaram um aumento na

produtividade ligada à ressurgência da ACAS, suportado pelo aumento de ventos e deslocamento para o sul da ITCZ e da South Atlantic High (SAH).

O padrão de esfriamento do Hemisfério Norte durante a LIA e o enfraquecimento da AMOC pode ter influência sobre o deslocamento da ITCZ mais ao sul como sugeridos em estudos paleoclimáticos e de modelos climáticos porque o ajustamento na circulação de Hadley equilibra os transportes de calor (BOND et al., 1999; Mann, 2002; GRAHAM et al., 2007; RAN et al., 2011). Estas condições podem levar à geração de chuvas na região Nordeste do Brasil. A presença da ITCZ próxima à região leste do Nordeste, que provoca baixas pressões, por exemplo,pode favorecer o desenvolvimento de cumulonimbus na costa (CAVALCANTI, 1982), o que ainda pode intensificar as condições mais úmidas na região da lagoa do Boqueirão. Contudo, durante a LIA uma monção forte sobre a América do Sul provavelmente reforçou o Anticiclone do Atlântico Sul subtropical levando condições mais secas ao Nordeste (CRUZ et al., 2009; BIRD et al., 2011).

Estas presumidas condições ao longo da LIA podem explicar a fase úmida na região nordeste do Brasil, contudo, não tão intensa quanto ocorrido na MCA, de acordo principalmente com os resultados da relação C/N (mais elevada que na MCA), granulometria e diatomáceas (representadas através das oscilações e diminuições das espécies representativas de profundidade, além da função de transferência) do testemunho Boqc0901.

Cabe ressaltar que a partir das comparações apresentadas na Figura 50 e discutidas no

Item 4.2.4 a Oscilação Multidecadal do Atlântico, através de anomalias negativas de TSM no

Atlântico Norte, denota ser um dos principais responsáveis que leva condições mais chuvosas no norte do nordeste brasileiro, com deslocamento mais a sul da ITCZ.

A Figura 56 apresenta um cenário do clima da região tropical durante a LIA (Modificada de NEWTON et al., 2006; KIRKBY, 2007).

FIGURA 56 - Cenário geral do clima Tropical durante a LIA. Fonte: modificada de NEWTON et al., 2006; KIRKBY, 2007.

Legenda: W= Wet (úmido) e D=Dry (Seco) Referências:

W0 - POLISSAR et al., 2006; W1- BAKER et al., 2001;W2-Verschuren et al., 2000;W3-Brown & Johnson, 2005; W4-Newton et al., 2006; W5-Sifeddine et al., 2009; W6- Lara & Cohen, 2009; W7-Ekblom & Stabell, 2008; W8-Hua et al., 2004; W9-Bird et al., 2011; W10-Presente Estudo; D5- Hodell et al., 2005; D6- Linsley et al., 1994; D7- Lund & Curry 2006; D8- Wantanabe et al. 2001; D9- Haug et al. 2001; D10- Anderson et al. 2002; D11- Treydte et al. 2006; D12- Wang et al. 1999; D13- Sinha et al. 2007.

5 CONCLUSÃO

A lagoa do Boqueirão (5oS), situada no Nordeste Brasileiro, apresentou-se como fundamental objeto de estudo para a interpretação paleoclimática dos últimos 2000 anos com respostas a Anomalia Climática Medieval (Medieval Climate Anomaly - MCA) e Pequena Idade do Gelo (Little Ice Age - LIA) para a região Nordeste. As conclusões obtidas a partir dos resultados apresentaram melhor entendimento e elucidações de variabilidades ambientais e climáticas para a região Nordeste do Brasil (principalmente da porção leste).

A reconstrução do nível d`água da lagoa do Boqueirão através da função de transferência realizada pelo método de Média Ponderada apresentou-se plausível dentre os testes realizados. Deste modo, as flutuações de paleoprofundidade obtidos através de função de transferência corroboram com as interpretações dadas principalmente pelos isótopos estudados, granulometria e diatomáceas. O período de 418 BC a 370 AD apresentou paleoprofundidades mais reduzidas do que o intervalo de 370 AD a 2009 AD, sendo observado entre estes dois períodos citados uma elevação da coluna d`água contínua entre 335 AD e 461 AD, mantendo tendência de elevação até ca.650 AD.

Os registros sedimentares e de diatomáceas na lagoa do Boqueirão forneceram informações para interpretação sobre a variabilidade paleoclimática do Nordeste Brasileiro, durante os últimos 2000 anos, com respostas principalmente aoAnomalia Climática Medieval

e Pequena Idade do Gelo. Mudanças na relação C/N, granulometria, e abundância das diatomáceas ao longo deste período foram atribuídas ao deslocamento da ITCZ, principal responsável pelas chuvas na região. Contudo, este conhecido sistema de precipitação sobre o Nordestedo Brasil nas interpretações ainda foram relacionados às possíveis influências persistentes de eventos El-Niño e La-Niña, da Oscilação Multidecadal do Atlântico, bem como interferências da intensidade da Monção de Verão Sulamericana durante os últimos 2

149

mil anos. Assim, para o Nordeste Brasileiro, principalmente para a região onde se situa a lagoa do Boqueirão, as interpretações da variabilidade paleoclimática inferiram que durante: (i) Entre 350 e 650 AD (Bond Event 1:~550 AD?): ocorreu o primeiro evento úmido importante devido ao registro do incremento de inundações e elevação dos níveis da coluna d água da lagoa do Boqueirão. Este evento de subida da lagoa que culminou na modificação da assembleia de diatomáceas registradas no sedimento e pode ser atribuída as condições climáticas parecidas ao Evento Bond 1, (resfriamento Atlântico Norte), contudo de forma não abrupta, juntamente com deslocamento da ZCIT para mais ao sul de sua climatologia e baixa intensidade da Monção de Verão Sulamericana;

(ii) a MCA (900-1100 AD): foi marcada por um período úmido prolongado. Apesar das indicações da posição mais ao norte da ITCZ, a umidade no Nordeste Brasileiro para a MCA pode estar relacionada à resposta de feedback que reforçam as condições parecidas com La

Niña no oceano Pacífico devido à intensificação da AMOC gerada pela prolongada fase

positiva da NAO. Para este período ainda houve o registro de Monção de Verão Sulamericana com intensidades mais baixas do que a do identificada para o Evento Bond 1;

(iii) a LIA (1400-1820 AD) foi um período ainda úmido, contudo, menos pronunciado com relativa seca em relação ao MCA. Os registros dos estudos paleoclimáticos abordados na discussão indicarem um padrão de esfriamento do Hemisfério Norte durante a LIA e o enfraquecimento da AMOC influenciando para o deslocamento da ITCZ mais ao sul o que levam mais chuvas ao Nordeste brasileiro. Contudo, a partir dos dados apresentados sobre o testemunho Boqc0901, a LIA apresentou para o Nordeste brasileiro condições mais secas que podem estar relacionadas a uma monção forte sobre a América do Sul;

(iv) Nos últimos 100 anos houve um retorno das condições mais úmidas (ex. menores valores de C/N) registrados durante os últimos 2400 anos.

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