METODOLOGIA

4.2.1 Modelagem do IH para o Hemisfério Norte

Analisou-se os efeitos do fluxo extra de água doce liberado nos mares do Labrador e Estreito da Dinamarca (Figura 3.1) durante o Holoceno inicial, bem como a temperatura do ar (T2m), precipitação (PP), temperatura da superfície do mar (TSM) e cobertura do gelo marinho. No manto de gelo (km2), foram realizadas simulações de 1.500 anos com os modelos SPEEDY/HYCOM e SPEEDY/HYCOM/MODF.

Em relação ao período pré-industrial (PI), as condições do fluxo de água doce não foram alteradas, como nos demais experimentos.

Figura 3.1 - Domínio geográfico do estudo. Os espaços circulares e fechados por linhas azul e vermelha mostram os locais de formação de água profunda, onde o fluxo de água doce extra foi injetado no oceano.

Cada experimento foi iniciado com as condições padrão dos modelos, com as condições orbitais da Terra e os gases de efeito estufa sendo modificados (Tabela 3.1). As simulações foram de 1500 anos, dos quais os últimos 200 anos foram utilizados neste artigo para análise. Utilizamo-se a premissa de Renssen et al. (2006) que demonstraram que uma simulação de aproximadamente 1.200 anos de spin-up é suficiente para que os componentes do modelo atinjam um estado de equilíbrio.

Tabela 3.1 - Descrição dos parâmetros orbitais (obliquidade, excentricidade e precessão), utilizados nas simulações do clima no IH (início do Holoceno) e para o clima presente (PI).

11 Ka – 9.5 ka PI (~200 anos atrás) Gases de Efeito Estufa CO2 (ppm) 250 CH4 (ppb) 510 N2O (ppb) 245 CO2 (ppm) 280 CH4 (ppb) 760 N2O (ppb) 270 Parâmetros Orbitais Ecc. 0.019525 Obl. 24.179º Presc. 279.06º Ecc. 0.016708 Obl. 23.44º Presc. 102.72º Camadas de Gelo Tamanho 68 x 105 _km2 Espessura 2200 m Degelo 200 m g/kg Fonte: Berger, (1978).

Durante 1.000 anos de 1.500 anos de simulação, a partir de 11ka (IH), foi injetada no oceano um fluxo de água doce de 6 ∙ 1015g/kg ano-1_{. Como mencionado}

anteriormente, no período PI, o fluxo foi padrão e sem incremento de água doce.

Realizaram-se alterações em alguns parâmetros dos componentes do SPEEDY/HYCOM, como alterações nos parâmetros orbitais da Terra para representar as condições orbitais referentes ao Início do Holoceno, período objeto do estudo, bem como mudanças nos processos paramétricos do modelo SPEEDY/HYCOM para obter o escoamento de água doce mais próximo ao registrado no Início do Holoceno. Outra alteração importante foi o acoplamento do HYCOM ao Modelo de Camada de Gelo Polar (Ártico e Antártico) AGISM, para representar o aporte de água de fusão das geleiras para os oceanos o que resultou no modelo SPEEDY/HYCOM/MOD (para mais detalhes, ver Santos et al. (2020)).

4.2.2 Os modelos numéricos

O modelo Simplified Parametrization, primitivE Equation Dynamics (SPEEDY) é um modelo atmosférico espectral hidrostático de 8 camadas (925, 850, 700, 500, 300, 200, 100 e 30 hPa) com truncamento horizontal T30 e uma resolução horizontal aproximada de 3,75° de longitude e latitude. Neste modelo estão incluídos parâmetros de radiação de ondas longas e ondas curtas, condensação em larga escala, convecção, fluxo de calor, umidade e momento, além de processos de difusão vertical. Nele, o processo de convecção é representado por um esquema de fluxo de massa, ativado quando há instabilidade condicional, onde todos os processos estão ligados ao ciclo hidrológico (HELD e SUAREZ, 1978, MOLTENI, 2003).

O modelo SPEEDY oferece vantagens computacionais por ser composto por equações mais simplificadas e pode ser executado com o dobro da velocidade de outros modelos climáticos com a mesma resolução horizontal. Dessa forma, permite que os experimentos sejam realizados em diferentes escalas, como interanual, decenal e até secular, sendo mais vantajoso em relação ao tempo de execução dos experimentos. Além das vantagens apresentadas por Kucharski et al. (2006) e Bracco et al. (2004), o modelo SPEEDY é capaz de reproduzir características do sistema climático independente da região (seja em latitudes tropicais, médias ou altas).

O modelo de circulação oceânica HYCOM possui uma versão de coordenadas híbridas do MICOM (Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model) e foi desenvolvido para simular a circulação oceânica global, bem como os processos de mesoescala e costeira, além de resolver equações de momento, balanço de massa e energia em coordenadas

verticais híbridas (BLECK, 2002). Bleck revela que o modelo contempla cinco equações primitivas prognósticas das quais uma equação de continuidade; duas equações representam os componentes de velocidade de massa horizontal, e outras duas equações de conservação para um par de variáveis termodinâmicas, como sal e temperatura ou sal e densidade. O modelo usa coordenadas híbridas em função de o oceano possuir colunas de água não estratificada ou convecção instável e esses tipos de coordenadas permitem uma transição mais suave da camada de mistura até oceanos mais profundos (BLECK, 2002). Ele possui coordenadas sigma-z fixas para representar a camada de mistura do oceano, coordenadas isopnicas (de mesma densidade 𝜌) em regiões oceânicas mais profundas e coordenadas 𝜎 para regiões do fundo do oceano onde ocorrem grande variação topográfica, inclusive a área costeira rasa. Essas coordenadas permitem simulações do oceano quando se deseja simular em um único modelo a circulação em larga escala no fundo do oceano. O modelo é acoplado a um modelo de dinâmica do gelo marinho (modelo CICE de gelo marinho). O CICE é um modelo computacionalmente eficiente para simular o crescimento, o derretimento e o movimento do gelo marinho polar (HUNKE e LIPSCOMB, 2010).

O modelo AGISM é composto por outros dois modelos tridimensionais dinâmicos/termomecânicos que representa cada uma das placas de gelo polar” (Goosse et al., 2010). O modelo de camada de gelo Antártico possui uma plataforma acoplada de gelo e uma dinâmica de aterramento, dinâmica ausente do componente da Groenlândia em função da raridade de gelo flutuante sob as condições atuais. Os dois modelos do AGISM possuem três componentes principais para fluxo de gelo, resposta da Terra sólida e o balanço de massa nas interfaces gelo-atmosfera e gelo-oceano (HUYBRECHTS e DE WOLDE, 1999). O modelo contempla um espaçamento de grade de 10 km x 10 km e 31 camadas verticais.

4.2.3 Modificações nos Modelos SPEEDY e HYCOM

As modificações no SPEEDY e HYCOM são mencionadas no capítulo III / artigo 2 dessa tese como SPEEDY/HYCOM/MOD.

O HYCOM utiliza coordenadas isopnicas () adequadas para a modelagem de oceanos mais profundos, proporcionando alta resolução vertical para a camada mista de superfície. É um modelo que inclui uma ampla gama de processos físicos e reúne

excelentes técnicas numéricas para condições oceânicas distintas, mas não possui uma parametrização que represente a entrada de água doce no oceano através de rios e outros fluxos continentais. Assim, equações simplificadas foram inseridas no código HYCOM para representar o fluxo de água doce dessas fontes no oceano, apresentado na equação (1). 𝐹𝑠𝑎𝑙𝑡= 𝑆𝑜𝑐𝑒( 𝜕𝑚_𝑠 𝜕𝑡)_𝑎𝑏𝑙+ (𝑆𝑜𝑐𝑒− 𝑆𝑖𝑐𝑒) ( 𝜕𝑚_𝑖 𝜕𝑡)_{𝑎𝑐𝑐−𝑎𝑏𝑙}+ (𝑆𝑜𝑐𝑒− 𝑆𝑖𝑐𝑒) ( 𝜕𝑚_𝑠 𝜕𝑡 + 𝜕𝑚_𝑖 𝜕𝑡)_𝑠𝑖+ 𝑆𝑖𝑐𝑒( 𝜕𝑚_𝑠 𝜕𝑡)_𝑠𝑖 (1)

em que 𝑆𝑜𝑐𝑒 se refere à salinidade dos oceanos, 𝑆𝑖𝑐𝑒 se refere à salinidade do gelo do mar,

e ms e mi são massas de neve e gelo por unidade de área, respectivamente (FICHEFET e MORALES MAQUEDA, 1997).

Ao usar uma representação mais realista do fluxo de água doce, a transferência de sal e água doce para a base de gelo requer atenção especial, pois a formação de gelo extrai água doce e sal do oceano, enquanto esses elementos são liberados, por sua vez, quando o gelo derrete. Devido ao equilíbrio hidrostático, a formação de gelo não induz um deslocamento do nível da superfície do mar e, portanto, as trocas de água doce e sal na base de gelo devem ser mantidas como um fluxo de sal equivalente, que só leva em consideração o efeito da diluição, equações (2) e (3).

𝐹𝑠𝑎𝑙𝑡= (𝑆𝑜𝑐𝑒− 𝑆𝑖𝑐𝑒) 𝜕𝑚_𝑖 𝜕𝑡 (2) 𝐹𝑠𝑛𝑜𝑤= − 1 𝜌_𝑠( 𝜕𝑚𝑠 𝜕𝑡)_{𝑎𝑏𝑙+𝑠𝑖} (3)

onde Fsalt é o fluxo de sal na superfície, Fsnow é o fluxo positivo de água doce e ρs é a densidade da neve.

4.2.4 Análise de significância

Para análise da significância estatística foram realizados testes t-student e a partir de então, realizaram-se testes de comparação entre as simulações para avaliar a significância estatística das diferenças de médias pareadas para mais confiabilidade nos resultados obtidos. Neste estudo, considerar-se-á o nível de significância de 5% para os testes estatísticos (SIEGEL,1975; MORETTIN, 2000).