UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas
SIMULAÇÕES
NUMÉRICAS
DO
FLUXO
DE
ÁGUA
DOCE
NO
INÍCIO
DO
HOLOCENO:
IMPLICAÇÕES
PARA
O
SISTEMA
CLIMÁTICO
REGINALDO TUDEIA DOS SANTOS
NATAL RN Maio de 2020
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda – CCET
Santos, Reginaldo Tudeia dos.
Simulações numéricas do fluxo de água doce no início do Holoceno: implicações para o sistema climático / Reginaldo Tudeia dos Santos. - 2020.
165f.: il.
Tese (Doutorado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas. Natal, 2020. Orientador: David Mendes.
Coorientadora: Maria Helena Constantino Spyrides. 1. Climatologia - Tese. 2. SPEEDY/HYCOM e
SPEEDY/HYCOM/MODF - Tese. 3. Início do Holoceno - Tese. 4. Fluxo de água doce - Tese. 5. Clima Passado - Tese. I. Mendes, David. II. Spyrides, Maria Helena Constantino. III. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.58
INÍCIO
DO
HOLOCENO:
IMPLICAÇÕES
PARA
O
SISTEMA
CLIMÁTICO
REGINALDO TUDEIA DOS SANTOS
Tese de Doutorado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas (PPGCC), do Centro de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, como parte dos requisitos para obtenção do título de Doutor em Ciências Climáticas.
Aprovada em 13/05/2020 por:
Prof. Dr. Jose Henrique Fernandez (UFRN)
Prof. Dr. Marcio Machado Cintra (UFRN)
Prof. Dr. Weber Andrade Goncalves (UFRN)
Prof. Dr. Pedro Miguel Matos Soares (Universidade de Lisboa - Portugal)
Prof. Dr. Michel dos Santos Mesquita (Bjercknes Centre for Climate Research - Noruega)
Profa. Dra. Maria Helena Constantino Spyrides (Co-orientadora)
Agradeço a Deus pela benção da vida, saúde e sabedoria, o que tornou essa realização possível.
Aos meus pais Geraldo Tudeia dos Santos e Eva Maria de Jesus, por terem sido instrumentos de Deus em me dar a vida e por ser um exemplo de vida em minha trajetória e pelos ensinamentos e princípios cristãos, para ser um homem de bem.
Aos meus filhos Patrícia, Priscila, Jeneffer, Reginaldo e Pollyhanna pela paciência em me ter por muito tempo ausente, mesmo na presença para a realização desse sonho.
A minha esposa Terezinha, por todo carinho, amor, dedicação e paciência durante toda fase de desenvolvimento de minhas pesquisas, durante minhas ausências, mesmo estando presente.
Aos meus irmãos Carlos, Agnaldo, Paulo, Eliene e Edilene pelo carinho e incentivos mesmo distantes fisicamente.
Aos irmãos na fé, da igreja Tabernáculo da fé do Rio Grande do Norte, em especial, os de Natal e os de Vera Cruz que nos receberam e nos acolheram com todo amor, o que facilitou nossa estada em Natal. Também agradecemos aos irmãos e o pastor Roberval de João Pessoa.
Agradecimento especial ao Pastor José Sandro, por todos os ensinamentos da palavra de Deus, além de todo amor com o qual nos acolheu e nos tratou, durante os quatro anos de nossa estada no RN, Deus o recompense por tudo.
Ao parceiro e amigo Josivan Ribeiro Justino, por todo apoio e parceria quando inicialmente em uma terra estranha. também, pelas boas conversas e pensamentos, forte abraço. Agradeço ao amigo Augustinho e a Dra. Mônica pelos ensinamentos do Grads.
Agradeço a minha co-orientadora Dra. Maria Helena Constantino Spyrides por seus ensinamentos e sugestões que contribuíram para minha formação e desenvolvimento desta tese.
Agradecimento especial ao meu orientador Dr. David Mendes por todo apoio necessário a execução desta tese. Seus ensinamentos, as boas conversas que contribuíram para o conceito de mundo, a sua dedicação e paciência foram fundamentais na construção de meus conhecimentos e elaboração deste trabalho.
Ao Programa de Pós-Graduação em Ciências Climáticas – PPGCC, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, pela disponibilidade de infraestruturas, de material e de recursos humanos para realização dessa pesquisa.
A Universidade Federal de Rondônia, através do Departamento de Matemática e Estatística de Ji-Paraná, pela minha liberação de forma a possibilitar o desenvolvimento de minha pesquisa.
A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – Brasil (CAPES), através da Universidade Federal de Rondônia, pela bolsa de doutorado concedida, o que contribuiu para o desenvolvimento da pesquisa.
Aos membros da banca, pela leitura, os comentários e contribuições para melhoria do produto final dessa pesquisa.
O início do Holoceno (IH) é marcado pela transição das condições glaciais/interglaciais com tendência de aquecimento em algumas regiões do planeta registrado em proxy e em reconstruções de temperatura. Modelos climáticos como o SPEEDY/HYCOM podem simular a influência da redução das camadas de gelo polares em função do aumento da temperatura do IH, além de outras forçantes que influenciaram o sistema climático da época. Nesta tese, aborda-se o impacto do pulso extra de água doce para o oceano e sistemas agregados, através de simulações com os Modelos Climáticos Acoplados Oceano-Atmosfera SPEEDY/HYCOM e do SPEEDY/HYCOM/MODF, a partir de um clima de controle chamado de Pré-industrial (PI) e um clima referente ao período de Inicio do Holoceno, (~11 ka), no qual há inserção de água doce no Mar do Labrador. Implementou-se também alteração no código do modelo, no qual agregou-se uma nova parametrização referente ao fluxo de água doce. As simulações foram de 1.500 anos para o IH e 200 anos para o PI, sendo o IH com água doce extra. Utilizaram-se métodos estatísticos para análise das respostas do clima em relação à circulação oceânica e atmosférica. Os resultados apontaram, por exemplo, um resfriamento da Temperatura da Superfície do Mar (TSM), no IH, na região do Atlântico Norte, nos meses de JFM, para JJA ocorreu um aquecimento de até 0.7C, nos demais oceanos a TSM foi superior as do PI, tanto no inverno quanto no verão austral, exceto numa pequena região do Pacífico onde a anomalia foi de até -0.8ºC em JFM. Quanto às condições da temperatura superficial (TS), as simulações apontaram um perfil de aquecimento mais intenso no IH e pode estar relacionado, por exemplo, a variação de insolação em escala orbital. A precipitação e evaporação no IH mostraram uma anomalia positiva de precipitação nas regiões do Mar de Bering, na China, na parte sul da Groenlândia e Mar do Labrador. No tocante a evaporação, a diferença entre evaporação e precipitação mostrou variabilidade mais baixa na faixa equatorial e grande variabilidade em latitudes altas, no IH, tanto no Hemisfério Norte como no Sul, para os meses de JJA.
Palavras–chave: SPEEDY/HYCOM e SPEEDY/HYCOM/MODF, Início do Holoceno, fluxo de água doce, Clima Passado.
The Early Holocene (EH) is marked by the transition of glacial/interglacial conditions with a tendency of heating in some regions of the planet registered in proxy and in reconstructions of temperature. Climatic models such as SPEEDY/HYCOM can simulate the influence of the reduction of the polar ice layers as a result of the increase of the temperature of the EH, in addition to other forcing that influenced the climatic system of the time. In this paper, we will cover the impact of the extra pulse of freshwater to ocean and aggregate systems, through simulations with SPEEDY/HYCOM and SPEEDY/HYCOM/MODF coupled atmospheric-oceanic climate models, from a control climate we call of Pre-industrial and a climate referring to the period of Holocene beginning, (~ 11kyr), where there is insertion of freshwater in the Labrador Sea. We also implemented a change in the model code, where we added a new parameterization related to the freshwater flux. The simulations were 1,500 years for the EH and 200 years for the PI, with EH with extra freshwater. We used statistical methods to analyze climate responses in relation to oceanic and atmospheric circulation. The results indicated, for example, a cooling of the SST, in the EH, in the region of the North Atlantic, in the months of JFM, whereas for JJA a warming of up to 0.7 ° C occurred, whereas in the other oceans the SST was superior to those of the IP, both in winter and in austral summer except in a small Pacific region where the anomaly was up to -0.8 ° C in JFM. Regarding the surface temperature conditions (TS), the simulations indicated a more intense heating profile in the EH and may be related to, for example, the variation of sunlight on an orbital scale. As for EH precipitation and evaporation, the results pointed to a positive precipitation anomaly in the Bering Sea, China, southern parts of Greenland and Labrador. Regarding evaporation, the standard deviation for the difference between evaporation and precipitation showed low variability in the equatorial range and high variability in high latitudes, in the EH, both in the Northern Hemisphere and in the South, for the JJA months.
Key-word: SPEEDY/HYCOM e SPEEDY/HYCOM/MODF, Early Holocene, freshwater flux, Past climate.
I.INTRODUÇÃO ... 18
1.1.OBJETIVO(S) ... 21
1.1.1 Objetivo Geral ... 21
1.1.2 Objetivos Específicos ... 22
1.2.ORGANIZAÇÃO DOS ARTIGOS ... 23
II.ARTIGO1-REVISÃODELITERATURA ... 25
EFEITOSDOAPORTEDEÁGUADOCENACIRCULAÇÃOMERIDIONALDO ATLÂNTICONOINÍCIODOHOLOCENO ... 25
2.1 HOLOCENO ... 27
2.1.1 Alguns estudos do clima referentes ao Início do Holoceno ... 29
2.1.2 Atlantic Meridional Overturning Circulation - AMOC e fluxo de água doce ... 32
2.1.2.1 Circulaçao Oceânica Global. ... 32
2.1.2.2 Circulaçao Oceânica no Atlântico. ... 34
2.1.2.3 Efeitos do fluxo de água doce durante algumas fases do Holoceno ... 36
2.1.2.4 Modelagem numérica ... 39
2.2 CONSIDERAÇÕES FINAIS ... 43
III.ARTIGO2 ... 45
SIMULAÇÃODOAPORTEDEÁGUADOCENOINÍCIODOHOLOCENOATRAVÉS DOSMODELOSSPEEDY/HYCOM E SPEEDY/HYCOM/MOD ... 45
3.1 INTRODUÇÃO ... 47
3.2 DESCRIÇÃO DOS MODELOS SPEEDY, HYCOM E AGISM ... 49
3.2.1 O modelo SPEEDY e HYCOM ... 49
3.2.2 O modelo SPEEDY/HYCOM/MOD ... 51
3.2.3 O modelo AGISM ... 53
3.2.4 Alterações nos códigos dos modelos SPEEDY e HYCOM ... 53
3.2.4.1 Condições de contorno térmica do SPEEDY ... 53
3.2.4.2 Condições de contorno hidrológica dos modelos SPEEDY e HYCOM ... 56
3.2.4.3 Condições de contorno mista ... 58
3.2.4.4 Acoplamento ... 59
3.3 METODOLOGIA DOS EXPERIMENTOS ... 60
3.3.1 Experimento de Controle (EC) ... 63
3.3.2 Experimento para o Início do Holoceno (IH) ... 64
3.3.3 Modificações nos Parâmetros Orbitais da Terra ... 65
3.3.4 Modelos LOVECLIM e ModelE-R ... 66
3.3.5 Análises estatísticas ... 67
3.4 RESULTADO DO EXPERIMENTO... 67
MAR DE LABRADOR ... 73
4.1 INTRODUÇÃO ... 75
4.2 METODOLOGIA ... 78
4.2.1 Modelagem do IH para o Hemisfério Norte ... 78
4.2.2 Os modelos numéricos ... 80
4.2.3 Modificações nos Modelos SPEEDY e HYCOM ... 81
4.2.4 Análise de significância ... 82
4.3 RESULTADOS ... 83
4.3.1 Condições oceânicas no início do Holoceno em resposta ao fluxo de água doce no Hemisfério Norte ... 83
4.3.2 Condições atmosféricas no Início do Holoceno em resposta ao fluxo de água doce... 86
4.3.2.1 Comportamento da Temperatura do Ar (T2m) ... 86
4.3.2.2 Comportamento da precipitação e da evaporação frente ao fluxo de água doce extra no Mar do Labrador ... 89
4.3 CONCLUSÕES ... 93
V.ARTIGO4 ... 95
SIMULAÇÕESNUMÉRICASDOCLIMANOINÍCIODOHOLOCENOE PRÉ-INDUSTRIALCOMADIÇÃODEÁGUADOCENOSMARESDEWEDDELLEROSS ... 95 5.1 INTRODUÇÃO ... 98 5.2 METODOLOGIA ... 100 5.2.1 Modelagem do IH ... 100 5.2.2 Experimentos ... 103 5.3 RESULTADOS ... 104
5.3.1 Temperatura da Superfície do Mar (TSM) ... 104
5.3.2 Salinidade e Gelo Marinho ... 108
5.3.3 Temperatura a 2m ... 113
5.4 CONCLUSÕES ... 116
VI.ARTIGO5 ... 118
LIBERAÇÃODEÁGUADOCENOLABRADOR(HN)ENOSMARESDEWEDDELLE ROSS(HS)NOINÍCIODOHOLOCENO ... 118
6.1 INTRODUÇÃO ... 120
6.2 METODOLOGIA ... 122
6.2.1 Materiais e Métodos ... 122
6.2.2 Análise de significância ... 124
6.3 RESULTADOS ... 125
6.3.1 Condições Oceânicas No Início do Holoceno em Resposta ao Fluxo Simultâneo de Água doce em Ambos os Hemisférios... 125
6.3.1.3 Albedo e gelo ... 132
6.3.2 Condições Atmosféricas no Início do Holoceno em Resposta ao Fluxo Simultâneo de Água Doce em Ambos os Hemisférios ... 134
6.3.2.1 Diferença de temperatura do ar entre o IH e PI ... 134
6.3.2.2 Diferença de precipitação e de evaporação entre o IH e PI ... 137
6.4 CONCLUSÕES ... 140
VII.CONCLUSÕESGERAIS ... 143
Figura 1.1 - Variações orbitais da Terra de longo tempo na precessão, obliquidade e excentricidade de 200 ka antes do presente a 100 ka do futuro. Adaptado de Berger (1988). ... 29 Figura 1.2 - Principais variações orbitais da Terra. Mudanças na forma da órbita da Terra (excentricidade), mudanças na inclinação do eixo da Terra (obliquidade) e variação no sentido do eixo de rotação (precessão). Adaptado de Oliveira et al. (2017) ... 30 Figura 1.3 Evolução das concentrações de gases de efeito estuda (CGEE) mostrado como desvio da forçante radiativa do nível PI (linhas sólidas) e insolação de junho a 65º N derivado da configuração orbital (linha pontilhada e eixo a direita). Adaptado de Zhang et al. (2016) ... 31 Figura 1.4 - Esquema de circulação oceânica de Kuhlbrodt et al. (2007) associado à Circulação de Revolvimento Meridional Global (MOC). Nele, pode ser destacado a Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC). ... 33 Figura 1.5 - Célula de Circulação Meridional do Atlântico Norte (AMOC) e suas ramificações, Survey (2012). As cores dos segmentos indicam a temperatura (oC) da água...34 Figura 1.6 - Distribuição espacial da grade tridimensional utilizadas nos MCCG...41 Figura 2.1 - Esquema simplificado que representa os três regimes verticais de massas de água consideradas no HYCOM. A camada de mistura com coordenadas de profundidade fixa z, coordenadas ρ de rastreamento da densidade potencial e a coordenadas σ de acompanhamento do fundo...50 Figura 2.2 - Esquema do processo de restauração do fluxo de calor do oceano para a atmosfera...56 Figura 2.3 - Esquema que representa o acoplamento entre os três modelos (SPEEDY/HYCOM-AGISM)...59 Figura 2.4 - Feedback entre os sistemas envolvidos...60 Figura 2.5 – Mapa dos mares onde ocorreram perturbações no fluxo de água doce: no Estreito de Dinamarca e Mar do Labrador no Atlântico Norte (a) e nos Mares de Weddell e Ross do mares Antárticos (b)...61
Figura 2.6 - Corte vertical da AMOC (unidade g/kg) fixada em 25º W e variando latitudinalmente para o Início do Holoceno. a) LOVECLIM; b) ModelE-R; c) SPEEDY/HYCOM e; d) SPEEDY/HYCOM/MODF...69 Figura 2.7 - Corte vertical da diferença da AMOC entre o SPEEDY/HYCOM/MOD e o SPEEDY/HYCOM (unidade Sv) com significância estatística a 5%, para aporte de água
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...79 Figura 3.2 - Diferença de temperatura da superfície do oceano durante o Início do Holoceno (A,B) e entre o Início do Holoceno e o período Pré-Industrial sem alteração do fluxo de água (C,D). Os círculos indicam a significância estatista a 5% para temperaturas positiva e ou negativa, respectivamente...84 Figura 3.3 - Diferença da temperatura do ar - T2m (C): A,B) No Início do Holoceno com e sem fluxo de água doce extra e C,D) Entre o IH e o PI sem fluxo de água doce extra. Os círculos indicam a significância estatística a 5% para temperaturas positiva e ou negativa, respectivamente...87 Figura 3.4 - Diferença de precipitação sazonal (mm/dia): A,B) No Início do Holoceno com e sem fluxo de água doce extra e C,D) Entre o IH e o PI sem fluxo de água doce extra. Os círculos indicam a significância estatista a 5% para temperaturas positiva e ou negativa, respectivamente...90 Figura 3.5 - Diferença entre precipitação e evaporação (mm/dia): A,B) Início do Holoceno com fluxo de água doce extra; C,D) Início do Holoceno sem fluxo de água doce extra e E,F) Período Pré-Industrial. Os círculos indicam a significância estatista a 5% para temperaturas positiva e ou negativa, respectivamente...92 Figura 3.6 - Perfil latitudinal global da precipitação e evaporação (mm/day-1) da diferença entre Início do Holoceno e o período Pré-industrial...93 Figura 4.1 - Mapa dos mares da Antártica. Os mares de Weddell e Ross estão localizados dentro dos círculos de bordas azul e vermelha respectivamente, onde ocorreram adição do fluxo de água doce...101 Figura 4.2 - Campo espaciais da Temperatura da superfície do Mar (TSM, °C): A. no IH com adição do fluxo de água doce; B. no IH sem adição de água doce; C. no PI sem adição de água doce...106 Figura 4.3 - Campos da diferença sazonal da temperatura da superfície do Mar (TSM, C) nos meses de DJF (A,C) e JJA (B,D): Entre IH com adição do fluxo de água doce e IH sem adição do fluxo de água doce (A,B); Entre IH e PI, sem adição do fluxo de água doce (C,D)...107 Figura 4.4 - Campos da diferença anual da Salinidade (g/kg): A. no IH com e sem adição do fluxo de água doce; B. no IH e PI sem adição de água doce; C. no IH com adição de água doce e no PI sem adição de água doce. As cores verdes indicam aumento da salinidade, enquanto que as cores em laranja indicam queda de salinidade...110 Figura 4.5 - Campo espacial da cobertura de gelo oceânico (%): A. no IH com adição do fluxo de água doce; B. no IH sem adição de água doce; C. no PI sem adição de água doce. As cores mais escuras indicam mais concentração de gelo...111
de DJF (A,C) e JJA (B,D): Entre IH com adição do fluxo de água doce e IH sem adição do fluxo de água doce (A,B); Entre IH e PI, sem adição do fluxo de água doce (C,D). As cores mais escuras indicam mais concentração de gelo...112 Figura 4.7 - Campo espacial da temperatura do ar a T2m (C): A. no IH com adição do fluxo de água doce; B. no IH sem adição de água doce; C. no PI sem adição de água doce. As áreas em tons azuis representam temperaturas baixas, enquanto que as áreas com tons avermelhados representam temperaturas altas...114 Figura 4.8 - Campos da diferença da temperatura do ar T2m (C) nos meses de DJF (A,C) e JJA (B,D): Entre IH com adição do fluxo de água doce e IH sem adição do fluxo de água doce (A,B); Entre IH e PI, sem adição do fluxo de água doce (C,D)...115 Figura 5.1 - Mapa dos mares onde ocorreram perturbações no fluxo de água doce: no Estreito de Dinamarca e Mar do Labrador no Atlântico Norte (a) e nos Mares de Weddell e Ross dos mares Antárticos (b)...123 Figura 5.2 - Campo individual da Temperatura da superfície do Mar (TSM): A) TSM do IH com fluxo de água doce extra; B) TSM do IH sem fluxo de água extra; e C) TSM do PI sem fluxo de água extra...126 Figura 5.3 - Anomalia de TSM durante o IH, entre o SPEEDY/HYCOM MOD e SPEEDY/HYCOM: A) Anomalia anual; B) Anomalia em DJF; e C) Anomalia em JJA. Onde os círculos representam a significância estatística a 5%...127 Figura 5.4 - Anomalia da cobertura de gelo oceânico no IH com e sem fluxo de água extra: A) Anomalia anual; B) Anomalia em DJF; e C) Anomalia em JJA. Onde os círculos representam a significância estatística a 5%...130 Figura 5.5 - Corte latitudinal da diferença de cobertura de gelo oceânico entre o IH e o PI...131 Figura 5.6 - Diferença do albedo em superfície entre o IH e PI. Onde os círculos representam a significância estatística a 5%...133 Figura 5.7 - Diferença da quantidade de gelo acumulado durante a fase inicial do IH. Onde os círculos representam a significância estatística a 5%...134 Figura 5.8 - Campo espacial de temperatura do ar próximo a superfície T2m (C). A) IH com fluxo de água doce extra; B) IH sem fluxo extra de água; e C) Período Pré-Industrial...135 Figura 5.9 - Anomalia de temperatura do ar T2m (C) durante a fase inicial do Holoceno com e sem fluxo de água doce extra: A) para DJF; B) para JJA e C) anual. Onde os círculos representam a significância estatística a 5%...137 Figura 5.10 - Campo individual da precipitação (mm/dia). A) SPEEDY/HYCOM/MOD no IH com água nos dois Hemisférios; B) SPEEDY/HYCOM no HI; e C) SPEEDY/HYCOM no PI...138 Figura 5.11 - Anomalia de precipitação do IH com e sem fluxo de água doce extra. Onde
Tabela 1 - Alguns EMIC, incluindo componentes dos modelos. A complexidade é indicada pelo sombreamento (quanto mais escuro, mais complexo). ... 42 Tabela 2 - Variáveis analisadas na pesquisa (dados de saída do SPEED) ... 61 Tabela 3 - Descrição dos parâmetros orbitais (obliquidade, excentricidade e precessão), utilizados nas simulações do clima no IH (início do Holoceno) e para o clima presente (PI). ... 63 Tabela 4 - Parâmetros característicos das simulações para o Início do Holoceno e pré-industrial. ... 65 Tabela 5 - Parâmetros orbitais da Terra inseridos nas simulações realizadas. ... 66 Tabela 6 - Média e P-valor para os modelos SPEEDY/HYCOM/MOD (SHM) e SPEEDY/HYCOM (SH) para o início do Holoceno (IH) e SPEEDY/HYCOM referentes ao aporte de água doce no hemisfério Norte...70
ABW Antarctic Bottom Water
ACC Antarctic Circumpolar Current
AGISM Antarctic and Greeland Ice Sheet Component AMOC Célula de Circulação Meridional Atlântico AN Atlântico Norte
AS Atlântico Sul
CCSM3 Community System Model versão 3 CLIO Coupled Large-scale Ice Ocean
CTAN Circulação Termohalina do Atlântico Norte EC Experimento de Controle
ECHO–G Modelo de Circulação Geral Atmosfera-Oceano da quarta geração do modelo atmosférico do Centro Europeu de Hamburgo – (ECHAM4) EMIC Earth System Models of Intermediate Complexity
FIS Camadas de Gelo Fenoscandiana Freshwater Pulso de água doce para o Oceano HN Hemisfério Norte
HS Hemisfério Sul ICEBERG Modelo para Iceberg IH Início do Holoceno
IPCC Intergovernmental Panel on Climate Change HYCOM HYbrid Coordinate Ocean Model
LIS Camadas de Gelo Laurentide
LOCH Liège Ocean Carbon Heteronomous MCCG Modelo Climático de Circulação Geral
MPIOM Modelo Oceânico
MOC Meridional overturning Circulation NADW North Atlantic Deep Water
NOAA/GFDL National Oceanic and Atmospheric Administration/Geophysical Fluid Dynamics Laboratory
NPP Produtividade Primária Líquida PI Pré-Industrial
PFT Tipo Funcional de Plantas
SPEEDY Simplified Parametrization, primitivE Equation DYnamics TSM Temperatura da Superfície do Mar
I. INTRODUÇÃO
O Holoceno é a época mais recente no registro geológico e teve início há aproximadamente 11.000 anos (11 ka) antes dos dias atuais, com o derretimento do gelo na Groenlândia e norte da Ásia, Europa e América do Norte, foi um período relativamente mais quente do que os períodos mais antigos. Durante o Holoceno, escalas climáticas foram registradas como por exemplo, no médio Holoceno (6.500 anos) e Holoceno tardio (últimos mil anos). Essas flutuações em grande escala no clima durante o Holoceno estão provavelmente, relacionadas aos ciclos de Milankovitch (BERGER, 1988), representada pela variação da órbita percorrida pela Terra ao redor do sol (excentricidade) que varia entre uma forma mais circular e uma mais elíptica, na inclinação do eixo de rotação da Terra em relação ao sol (obliquidade) e na precessão.
O aquecimento climático observado nos dias atuais pode provocar um desequilíbrio climático, através do derretimento das calotas polares como as da Groenlândia e da Antártida que, além de aumentar o fluxo de água doce nos oceanos, pode levar a um aumento do nível dos mares e desestabilizar o clima de algumas regiões, além de aumentar os fenômenos extremos. Segundo Hodgson et al. (2016) e Santos et al. (2020) o início do Holoceno apresentou características similares as do período pré-industrial, no que se refere a concentração de gases de efeito estufa e parâmetros orbitais, além de um aquecimento climático e consequente fluxo de água doce extra nos mares Labrador e Estreito da Dinamarca (Hemisfério Norte) e Weddell e Ross (Hemisfério Sul), torna o IH, um período importante para estudos e comparações com o clima dos dias atuais.
O Início do Holoceno foi um período em que o clima tornou-se mais quente e úmido e manifestou algumas das seguintes características: aumento do nível do mar à medida que as geleiras começaram a derreter (Aumento rápido da quantidade de água nos oceanos) (HODGSON et al., 2016, ZHANG et al., 2016); aumento da precipitação em áreas mais áridas da Terra bem como, com relativa proporção, em latitudes subtropicais. Esses alterações levaram ao fortalecimento dos sistemas de monções na Terra (von GRANFENSTIEN et al., 1998, THOMPSON et al., 2002 e ROCHE et al., 2010); aumento da área com ecossistemas florestais em função do aumento de regiões mais quentes e úmidas (GENTY et al., 2006, ROCHE et al., 2010 e ZHANG et al., 2016),
dentre outros fatores.
Quadro 1 ilustra as características de parte da evolução da Terra dentro das respectivas eras, períodos, épocas e idade. O objeto de estudo, nessa pesquisa, é o Holoceno, última fase do Período Quaternário.
ERA PERÍODO ÉPOCA IDADE
Milhões de anos atrás
CARACTERÍSTICAS Cenozóico Quaternário Holoceno ~0,011 Início da glaciação no
Hemisfério Norte. Pleistoceno 1,8
Terciário Plioceno 5,3 Mioceno 23
Oligoceno 34 Proliferação dos primatas
Eoceno 53
Paleoceno 65 Primeiros cavalos
Mesozóico Cretáceo 142 Extinção dos Dinossauros
Jurássico 206 Primeiros pássaros e
mamíferos
Triássico 248 Primeiros Dinossauros
Paleozóico Permiano 290 Extinção dos trilobitas
Carbonífero 354 Primeiros répteis Grandes árvores primitivas
Devoniano 417 Primeiros anfíbios
Siluriano 443 Primeiras plantas terrestres
Ordoviciano 495 Primeiros peixes
Cambriano 545 Primeiras conchas/Trilobitas
dominantes
Proterozóico 2500 Primeiros organismos
multicelulares
Arqueano 4000 Primeiros organismos
unicelulares
Hadeano 4560 Início da Terra
Fonte: Adaptado de Carvalho e Cruz (2008)
Os primeiros 5.000 anos do Início do Holoceno foi um período particularmente relevante. Este foi marcado pelo aquecimento médio da Terra em até 3C, principalmente no Hemisfério Norte, desta forma, parte da cobertura do gelo continental começou a entrar
em colapso, contribuindo de maneira significativa no aumento do volume de água doce para o Oceano, principalmente no Atlântico Norte (MAYEWSKI et al., 2004).
A possível conexão entre eventos de temperatura e um grande pulso de água doce liberada para o oceano tem motivado pesquisadores a desenvolver estudos para o período inicial do Holoceno, em especial para eventos iniciados em 8.200 anos antes do presente. Elementos que fornecem um campo de "testes" para modelos climáticos que investigam a relação entre o influxo de água doce no Atlântico Norte e a Circulação Termohalina do Atlântico Norte (CTAN), (RENSSEN et al., 2001; WIERSMA e RENSSEN, 2006).
Dentre esses estudos, Von Grafenstein et al. (1998) e Barber et al. (1999) identificaram que um fluxo maior de água doce no Atlântico Norte, durante o Início do Holoceno, modificou a CTAN, principalmente devido ao degelo da geleira de Laurentide1. Renssen et al. (2002) verificaram que o incremento do fluxo de água doce no oceano Atlântico durante o Início do Holoceno foi por meio de "pulsos", ou seja, ao longo de 200 anos, essa água doce foi introduzida no oceano com escala de incrementos diferentes, criando um aumento da variabilidade interanual. Os autores também identificaram que o processo de mistura da água doce no Atlântico Norte, interferiu na salinidade oceânica, induzindo um transporte de sal para as camadas mais profundas do oceano. Esse mecanismo está diretamente ligado ao processo de convecção oceânica.
Kreutz et al. (1997) identificaram um aumento irregular da temperatura, no Hemisfério Sul, que fortaleceu os ventos sobre o Continente Antártico oriental e no Mar de Amundsen. Por sua vez, Mayewski et al. (2004) identificaram um incremento da temperatura em superfície na Antártica Ocidental e um decréscimo da temperatura na Antártica Oriental, criando uma condição bimodal de temperatura. Enquanto, Hodgson et al. (2016) identificaram que durante o Início do Holoceno, a porção oriental da Antártica apresentou um aumento no nível do mar em até 12,8 metros, muito em função da perda de massa (gelo) continental sobre essa região.
Ao longo dos últimos anos, estudos como os de Mayewski et al. (2004), Mayewski et al. (2013) e Zhang et al. (2016) comprovaram a ocorrência de mudanças nas condições climáticas referentes ao padrão de circulação da atmosfera e do oceano e elevações na temperatura. A elevação da temperatura levou ao derretimento das camadas de gelo polares, no final do período glacial (von GRAFENSTEIN et al., 1998; BARBER et al.,
1999; RENSSEN et al., 2002, HODGSON et al., 2016 e ZHANG et al., 2016), além de alterações nos padrões de precipitação (LANGEN e VINTHER, 2009).
As mudanças climáticas ocorridas no Início do Holoceno como aumento da temperatura, alterações no padrão de circulação oceânica e atmosférica em função do incremento de água doce nos oceanos, podem ser simuladas através de modelos de Circulação Geral da Atmosfera (MCGA) ou ainda, por modelos de Circulação Geral acoplados de complexidade intermediária (EMIC). Esses modelos podem, por exemplo, simular os impactos das variações climáticas ocorridas em períodos como o último máximo glacial (GANOPOLSKI, et al., 1998), simular a variação do nível de concentração de CO2 e das variações dos parâmetros orbitais, considerados como mudança climática natural. Os resultados das simulações dos modelos climáticos podem ser comparados a informações observacionais como as de testemunho de gelo realizado por Thomas et al. (2007).
Nesta proposta de pesquisa, a intenção é identificar o comportamento das relações atmosfera/oceano, ao longo do Início do Holoceno por meio de um incremento de água doce no Atlântico Norte e Mares Antárticos, utilizando modelos numéricos de complexidade intermediária como o SPEEDY HYCOM e SPEEDY HYCOM MODIFICADO, em experimentos com inserção de fluxos de água doce no oceano. Com base no exposto, são feitas as seguintes afirmativas:
a) O aumento do fluxo de água doce no Início do Holoceno (~11.500 anos) interferiu no comportamento do sistema oceânico e atmosférico tanto no Hemisfério Norte como no Sul.
b) Se houvesse uma interrupção do fluxo de água doce para o oceano, no Início do Holoceno, o clima na Terra sofreria um aquecimento em função do aumento da salinidade oceânica que se tornaria mais densa e aumentaria a circulação oceânica e distribuição do calor na Terra.
1.1. OBJETIVO(S) 1.1.1 Objetivo Geral
Essa pesquisa visa analisar, a partir da utilização dos modelos SPEEDY (Simplified Parametrization, primitivE Equation DYnamics) e HYCOM (HYbrid
Coordinate Ocean Model), as possíveis variações climáticas ocorridas durante o Início do Holoceno em função de um fluxo de água doce extra para os oceanos, bem como, identificar o comportamento do sistema climático para um desligamento total do fluxo de água doce ou seu aumento durante o Início do Holoceno.
1.1.2 Objetivos Específicos
Os objetivos específicos são:
1. Desenvolver uma ampla revisão de literatura sobre o início do Holoceno (IH) e os impactos sofridos em função dos efeitos do fluxo de água doce e da Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) para o clima da Terra, para auxiliar na compreensão do clima atual (Artigo 1);
2. Criar e validar um novo modelo SPEEDY/HYCOM/MOD resultante do acoplamento do modelo atmosférico SPEEDY ao modelo oceânico HYCOM considerando o aporte de água doce nos mares de Weddel e Ross do hemisfério Sul e de Labrador e Estreito da Dinamarca do hemisfério Norte (Artigo 2);
3. Analisar as variações climáticas referente ao início do Holoceno (11 000 anos antes do presente) e o comportamento climático frente a um aporte de água doce para os oceanos, utilizando os modelos atmosférico Simplified Parametrizations primitivE Equation Dynamics (SPEEDY) e oceânico HYCOM, desenvolvido a partir do Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model (MICOM) (Artigo 2);
4. Acoplar o modelo atmosférico SPEEDY ao modelo oceânico HYCOM e desse com o modelo de camada de gelo polar AGIMS para representar as interações oceano/atmosfera e representar o fluxo de água doce das camadas de gelo para o oceano (Artigo 2);
5. Comparar os resultados do SPEEDY/HYCOM/MOD com os modelos LOVECLIM e ModelE-R quanto a AMOC e, por conseguinte, outros parâmetros do sistema climático (Artigo 2);
6. Simular alterações nos parâmetros orbitais da Terra e a concentração de gases de efeito estufa dos códigos dos modelos acima citados (Artigo 2);
7. Simular mudanças nos processos paramétricos do modelo oceânico/gelo marinho HYCOM e modificar as condições topográficas do AGISM de forma a obter o
modelo SPEEDY/HYCOM/MOD, para atender os objetivos inerentes desta pesquisa (Artigo 2);
8. Avaliar o comportamento do oceano e dos sistemas climáticos da Terra no Início do Holoceno em função da inserção de fluxo extra de água doce no Atlântico Norte e Mares Antárticos (Artigos 3, 4, 5);
9. Analisar e compreender o impacto climático ocorrido entre 11 ka e 9.5 ka quando do aporte de água doce extra, no nordeste do Canadá e no Estreito da Dinamarca, devido a mudanças nos parâmetros orbitais, mudanças na concentração de CO2. Além de contribuir para a compreensão das mudanças climáticas atuais (Artigos 3);
10. Identificar qual teria sido o comportamento do oceano e dos sistemas climáticos da Terra, se no Início do Holoceno não tivessem modificações no fluxo de água doce (Artigos 3, 4);
11. Comparar os resultados obtidos entre os modelos SPEEDY/HYCOM e SPEEDY/HYCOM/MOD durante o IH com fluxo de água extra e o IH com fluxo de água sem alteração (Artigos 3, 4);
12. Analisar e compreender o comportamento do clima do IH, entre 11 ka e 9.5 ka, (com e sem adição de água doce nos mares de Weddell e Ross do hemisfério Sul (HS)) e do IH sem adição de água doce e o clima do presente (período PI, 1801-2000), (Artigos 4);
13. Analisar e compreender os impactos oceânicos e atmosféricos, ocorridos entre 11 ka e 9.5 ka, frente a um fluxo de água doce extra nos mares Labrador (HN) e Weddell e Ross (HS), simultaneamente, devido a mudanças nos parâmetros orbitais e concentração de CO2 (Artigo 5).
1.2. ORGANIZAÇÃO DOS ARTIGOS
A tese contempla 5 artigos organizados da seguinte forma: 1) O primeiro artigo apresenta uma vasta revisão de literatura sobre os impactos de um aporte de água doce, em locais de formação de águas profundas, para a AMOC na durante a fase inicial do IH e seus efeitos para o clima terrestre, de maneira a contribuir para a compreensão do clima atual. 2) O segundo artigo traz uma abordagem sobre os procedimentos utilizados no acoplamento e validação do modelo SPEEDY/HYCOM/MOD ao modelo atmosférico SPEEDY e oceânico HYCOM e desse com o modelo de camada de gelo polar AGIMS
para representar a resposta das interações oceano/atmosfera frente a um aporte de água doce das camadas de gelo polares e das placas de gelo para o oceano, durante o IH. 3) O terceiro artigo apresenta os resultados das interações oceano/atmosfera em resposta ao aporte de água doce para o IH nos mares de Labrador e Estreito da Dinamarca. Resultados que são comparados aos de uma simulação para o IH sem pulso de água doce extra e, desses a uma simulação referente ao PI. 4) O quanto artigo, (publicado na revista Anuário de Geociências), contempla os resultados das respostas climáticas alcançadas frente a um fluxo de água doce extra, durante o IH, nos Mares de Weddell e Ross. 5) Enquanto o quinto artigo traz um panorama de algumas respostas oceânicas e atmosféricas frente ao aporte de água doce extra, durante o IH, nos Mares do Labrador do Hemisfério Norte (HN) e Weddell e Ross do Hemisfério Sul (HS) simultaneamente.
II.ARTIGO 1 - REVISÃO DE LITERATURA
EFEITOS DO APORTE DE ÁGUA DOCE NA CIRCULAÇÃO MERIDIONAL DO ATLÂNTICO NO INÍCIO DO HOLOCENO
Reginaldo Tudeia SANTOS David MENDES
Maria Helena Constantino SPYRIDES
Artigo para publicação nos Anais da Academia Brasileira de Ciências
Qualis: Capes
Efeitos do Fluxo de Água Doce na Circulação Meridional do Atlântico no Início do Holoceno
Reginaldo Tudeia dos Santos1, David Mendes2, Maria Helena C. Spyrides3
1Doutorando do Programa de Pos-Graduação em Ciências Climáticas e Atmosféricas, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Campus Universitário - Lagoa Nova, 59078-970. Natal, Rio Grande do Norte, Brasil e Professor Dr. do Departamento de Matemática e Estatística. Universidade Federal de Rondônia, Ji-Paraná, Rondônia, 79801-974, Brasil. rtudeia@unir.br 2Professor Dr. David Mendes e 3Professor Dra. Maria Helena C. Spyrides do Programa de Pos-Graduação em Ciências Climáticas e Atmosféricas, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Campus Universitário - Lagoa Nova, 59078-970. Natal, Rio Grande do Norte, Brasil. david.mendes22@gmail.com; mhspyrides@gmail.com.
Resumo
O presente trabalho é uma pesquisa de uma revisão de literatura sobre o início do Holoceno (IH) e os impactos sofridos em função dos efeitos do fluxo de água doce e da Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) para o clima da Terra, para auxiliar na compreensão do clima atual. Dos 172 artigos consultados foram utilizados 44 para elaboração desse trabalho. Os autores dos trabalhos utilizados afirmam que o IH foi marcado pela transição do último máximo glacial para um período relativamente mais quente e, portanto, uma fase crítica para pesquisas sobre mudanças climáticas. A tendência de aquecimento desse período foi acompanhada por ajustes em diferentes componentes climáticos, como o derretimento das camadas de gelo e consequente pertubação na circulação oceânica, registrada por testemunho paleoclimático e em estudos de modelagem climática. Apontam a AMOC como importante para a regulação da temperatura do planeta e que sofreu uma perturbação em função da grande liberação de água doce para o Oceano, o que afetou o balanço de energia entre os hemisférios da Terra.
Palavras-chave: Aquecimento; Fluxo de Água Doce; AMOC
Abstract
This paper presents a review of the literature on the Early of the Holocene (IH) and the impacts of the freshwater fluxes and the Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC) on the Earth's climate to help understand the current climate. Of the 172 articles
consulted, 44 were used to elaborate this work. The authors of the papers used affirm that the HI was marked by the transition from the last glacial maximum to a relatively warmer period and, therefore, a critical phase for research on climate change. The warming trend of this period was accompanied by adjustments in different climatic components, such as the melting of the ice sheets and consequent pertubation in the ocean circulation, recorded by proxy and in climate modeling studies. They point to the AMOC as important for the regulation of the temperature of the planet and that it underwent a disturbance due to the great liberation of freshwater for the Ocean, which affected the balance of energy between the hemispheres of the Earth.
Keywords: Heating; Freshwater Fluxes; AMOC
2.1 HOLOCENO
O Holoceno é conhecido como o período geológico que teve início imediatamente após o Pleistoceno há aproximadamente 11.700 anos (doravante 11.7 ka), antes dos dias atuais, e se estende até os dias de hoje (WALKER et al., 2012).Segundo Gibbard et al. (2005), esse período foi “denominado Holoceno por Gervais (1867-1869), sendo o Holoceno formalmente adotado pelo Congresso Geológico Internacional de 1885 (IGC)”. Segundo Walker et al. (2012), o termo Holoceno tem origem das palavras gregas ὅλος (holos, inteiro) e καινός (kainos, novo) para se referir ao período mais recente da história de existência da Terra.
O Holoceno pode ser dividido em três fases “Início do Holoceno”, “Médio Holoceno” e “Holoceno Tardio”, que são determinadas com base nas mudanças do clima e condições oceânicas reinantes nesses períodos. Essas mudanças podem ocorrer tanto em escala global como em escala local, e atestam a interferência antropogênica, o desenvolvimento da sociedade e as relações evolutivas homem-ambiente (WALKER et al., 2012). O início do Holoceno (IH) estendeu-se de aproximadamente 11.7 ka a 7 ka. Caracterizado pelo aumento da insolação no Hemisfério Norte (HN) e final da camada de gelo Laurentide (LIS), foi um período climaticamente semelhante ao período Pré-Industrial (PI), principalmente nas condições de escala global, como por exemplo, extensão do gelo continental, topografia e nível do mar (GIBBARD et al., 2010; WALKER et al., 2012). O Médio Holoceno estendeu-se de aproximadamente 7 ka a 4 ka antes dos dias atuais e foi marcado por um período em que as latitudes, médias e altas, do HNexperimentaram um relativo aquecimento. Já o Holoceno tardio é o período que teve
início a aproximadamente quatro mil anos antes do presente e se estende até os dias atuais, período em que a insolação de verão está diminuindo, porém o aquecimento aumentando, em parte, devido à contribuição antrópica (WALKER et al., 2012; HEAD & GIBBARD, 2015).
Em um entendimento mais recente, a União Internacional de Ciências Geológicas (IUGS) e a Comissão Internacional de Estratigrafia subdividiram o Holoceno da seguinte forma, a fase da Groenlândia (11.7 ka a 8.3 ka), com limite inferior no IH; a fase de Northgrippian (8.3 ka a 4.2 ka) cujo início se deu com um resfriamento do Atlântico em 8.3 ka e a fase do Meghalayan (4.2 ka até o presente), cujo início foi marcado por 200 anos de secas e resfriamento global (COHEN et al., 2018).
De maneira geral, pode se dizer que durante o período do Holoceno ocorreu redução da frequência orbital e de precessão2 (Figura 1.1), relacionada à oscilação do eixo de giro da Terra que em determinado período aponta para a estrela do Norte e em outro, para a estrela Veja. Também houve redução na excentricidade orbital e redução da obliquidade do eixo da Terra (Figura 1.1), o que influencia no contraste sazonal da radiação incidente nos hemisférios terrestres (CLAUZET et al., 2006). ABE-OUCHI et al. (2013) e BUIZERT et al. (2014) apontaram mudanças nos parâmetros orbitais da Terra (Figura 1.1) para justificar o aumento da insolação de junho, no Hemisfério Norte, antes de 9 ka como um dos principais fatores responsáveis pelo aquecimento e consequente início da deglaciação. A radiação solar que chega aos hemisférios terrestres ocorre de maneira diferente a cada período de tempo em função das variações orbitais (Ciclo de Milankovitch).
Atualmente, existem muitas pesquisas que buscam compreender melhor os fenômenos climáticos do Holoceno. Pesquisas como de Birks (2015) apontou um arrefecimento de 2oC na temperatura do sul da Noruega por volta de 12.7 ka, enquanto para o norte da Noruega, o arrefecimento ocorreu mais tarde e foi acompanhado por um aumento da aridez. As mudanças climáticas do IH tiveram influência das camadas de gelo e também foram causadas pelo aumento da insolação nos meses de junho no HN (Renssen et al., 2009; ZHANG et al., 2016), induzida por mudanças nos parâmetros orbitais da Terra (Figura 1.1), um dos principais fatores externos da mudança climática durante a última deglaciação (BERGER, 1988; BUIZERT et al., 2014).
Figura 1.1 - Variações orbitais da Terra de longo tempo na precessão, obliquidade e excentricidade de 200 ka antes do presente a 100 ka do futuro. Adaptado de Berger (1988).
O aumento da radiação solar levou ao desencadeamento de uma série de processos diretos e indiretos, como o derretimento da camada de gelo LIS por volta de 8.4 a 8.2 ka. A grande redução da LIS levou a drenagem do lago glacial Agassiz, região central da América do Norte, lago originalmente represado por gelo (BARBER et al., 1999), além da drenagem do lago Ojibway. O derretimento da camada de gelo Fennoscandian (FIS) e a drenagem dos lagos Agassiz e Ojibway liberaram mais de 1014 m3 de água fria no mar de Labrador, arrefecendo a temperatura da superfície do oceano e alterando a forma da circulação oceânica (RENSSEN et al., 2010; MAIRESSE, 2014). Evento este que reduziu a temperatura na região central da Groenlândia de 4 a 8°C, além da redução de 1,5 a 3°C em regiões continentais próximo ao Oceano Atlântico Norte, o que ficou conhecido como o evento de 8.2 ka (BARBER et al., 1999).
2.1.1 Alguns estudos do clima referentes ao Início do Holoceno
O Início do Holoceno foi caracterizado por uma tendência de aquecimento em algumas regiões do planeta, registrada em testemunho paleoclimático como por exemplo: de sedimentos marinhos do Atlântico Norte (BOND et al., 1997); núcleos de sedimentos marinhos e foraminíferos planctônicos (HALD et al., 2007), que indicou uma elevação da temperatura da superfície do mar (TSM) no Atlântico Norte; em sedimentos de lagos na Antártica Oriental (CREMER et al., 2007) e na Nova Zelândia (AUGUSTINUS et al.,
2008); em macro fósseis de sedimentos de lagos da Europa Ocidental e do Norte (BIRKS, 2015; ZHANG et al., 2016), além das reconstruções de temperatura (SHAKUN et al., 2012; ZHANG, et al., 2016). Importante salientar que a maioria dos registros sobre a transição do período glacial para o interglacial, em especial, por volta de 8.2 ka tem origem no Oceano Atlântico Norte (WALKER et al., 2012).
Os testemunhos geológicos e oceânicos, como os sedimentos depositados no litoral, mostraram que inundações de grandes proporções aconteceram no leste da América do Norte, com uma variabilidade de baixa frequência (ELY et al., 1993). A Temperatura da Superfície do Mar (TSM) reconstruída através desses testemunhos indicaram um aumento da TSM entre 5 e 8C em uma escala de tempo de aproximadamente 1.500 anos (HALD et al., 2007).
Estudos como os de Buizert et al. (2014) apontaram mudanças nos parâmetros orbitais para justificar o aumento da insolação de junho, no HN, antes de 9 ka como um dos principais responsáveis pelo aquecimento e consequente início da deglaciação e que alterou a TSM. A radiação solar que chega aos hemisférios terrestres ocorre de maneira diferente a cada período de tempo em função das variações orbitais (Ciclo de Milankovitch), fazendo com que existam períodos mais longos de inverno ou de verão. A variação nos parâmetros excentricidade, obliquidade e precessão (Figura 1.2), influenciam diretamente nas condições sazonais através da incidência da radiação solar (HARTMANN, 2015).
Figura 1.2 - Principais variações orbitais da Terra. Mudanças na forma da órbita da Terra (excentricidade), mudanças na inclinação do eixo da Terra (obliquidade) e variação no sentido do eixo de rotação (precessão). Adaptado de Oliveira et al. (2017).
em períodos glaciais ou interglaciais está ligada a parâmetros como: a órbita percorrida pela Terra ao redor do sol (excentricidade) que varia entre uma forma mais circular e uma mais elíptica a cada 100.000 anos, aproximadamente. Há uma relação direta entre a excentricidade e a inclinação do eixo de rotação da Terra em relação ao sol (obliquidade), variando entre 22,5º e 24,5º a cada 41.000 anos (inclinação atual é 23,5º).
Nos períodos em que a referida inclinação é menor, as estações são mais “amenas” (temperatura) nas regiões de latitudes altas. Porém, quando a inclinação da Terra é maior, os verões são mais quentes, enquanto os invernos são mais frios, para as referidas regiões. Quanto ao ciclo de precessão dos equinócios, que altera as datas do periélio/afélio, tem duração de aproximadamente 26.000 anos e, segundo Clauzet et al. (2006), aumenta o contraste sazonal em um Hemisfério e diminui no outro.
Além da redução gradual da insolação ao longo do Holoceno a 65º N (Figura 1.3), outros fatores que contribuíram para a variação climática, seja espacial ou temporal, do IH foram: o aumento natural dos níveis de CO2 atmosférico entre 20-30 ppm (SCHILT et al., 2010) e mudanças na biosfera, como a expansão de floresta em regiões antes desprotegidas de cobertura vegetal ou era coberta por tundra e foi substituída por floresta boreal, por exemplo. Ajustes no mecanismo de feedback, como nas camadas de gelo LIS e FIS que fundiram rapidamente e liberaram grande quantidade de água doce para os oceanos e deixaram algumas superfícies livres de gelo (OCCHIETTI et al., 2011; ZHANG et al., 2016), fazem parte deste processo.
Figura 1.3 - Evolução das concentrações de gases de efeito estuda (CGEE) mostrado como desvio da forçante radiativa do nível PI (linhas sólidas) e insolação de junho a 65º N derivado da configuração orbital (linha pontilhada e eixo a direita). Adaptado de Zhang et al. (2016)
Pesquisas como as de Mayewski et al. (2004) e Morrill et al. (2013) indicavam uma redução da temperatura do ar após 7.000 anos, com pequenos avanços nas geleiras nas montanhas da Nova Zelândia e na camada de gelo da Groenlândia. Esse período foi marcado como o fim do Início do Holoceno e deu início ao Holoceno Médio, compreendido entre 7.000 e 4.500 anos antes do presente (SALINGER & McGLONE, 1989).
2.1.2 Atlantic Meridional Overturning Circulation - AMOC e fluxo de água doce
Nas subdivisões a seguir, serão apresentadas algumas características da circulação oceânica global e dos efeitos da circulação oceânica na bacia do Atlântico.
2.1.2.1 Circulaçao Oceânica Global.
A circulação oceânica seja superficial e ou profunda está interligada e ocorrem de maneira simultânea. Nesse sistema de circulação, as correntes superficiais transportam calor em direção aos polos, onde, devido as condições locais, perdem calor, se tornam mais densas e salinas e afundam. Nas regiões abaixo da superfície oceânica, formam correntes que fluem de volta e após até centenas de anos, essas massas de água podem aflorar e reiniciar o ciclo. As correntes oceânicas, além do transporte de calor, transportam importantes elementos químicos, compostos orgânicos, oxigênio e gás carbônico, influenciando na vida marinha em diferentes regiões do planeta e nos diversos níveis de profundidade dos oceanos.
De maneira geral e simplificada, pode se dizer que a circulação oceânica global (Figura 1.4) se deve a ação dos ventos em superfície que contribuem para a formação das correntes superficiais, a diferença de densidade em função das variações de temperatura (termo) ou salinidade (halina) que formam a corrente termohalina, responsáveis pela formação de um fluxo vertical que contribuem para a formação e renovação das águas profundas dos oceanos. A variação da densidade pode se dar devido ao processo de evaporação, de precipitação, do aporte de águas fluviais, do derretimento ou formação das geleiras que influenciam na variação da temperatura da água e da salinidade oceânica. No Atlântico, as águas quentes e salinas flutuam em direção ao norte, entre o Oceano Austral até o Mar de Labrador e nórdicos, enquanto a água fria que afunda nos mares
nórdicos, nos locais de formação de águas profundas, flui em direção ao Atlântico Sul e Oceano Austral. Já, as águas profundas formadas no Oceano Austral tornam-se mais densas e, portanto, se espalham em níveis mais profundos do que as do Atlântico Norte (KUHLBRODT et al., 2007).
Figura 1.4 - Esquema de circulação oceânica de Kuhlbrodt et al. (2007) associado à Circulação de Revolvimento Meridional Global (MOC). Nele, pode ser destacado a Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC).
No esquema de Kuhlbrodt (Figura 1.4), as linhas vermelha, azul claro e azul mais escuro, indicam, de forma simplificada, como se dá a circulação oceânica, enquanto as setas indicam o sentido do fluxo da água. Dessa forma, as curvas vermelhas indicam o fluxo de água nas camadas superiores. Os círculos alaranjados indicam os locais de formação de águas profundas nos Mares de Weddell e Ross (Hemisfério Sul), Nórdico e Labrador (Hemisfério Norte), local onde a água que perdeu calor para a atmosfera, se tornou mais fria e densa afunda para camadas mais profundas. A curva azul claro ilustra o fluxo de água fria em profundidade.A linha azul claro indica o caminho percorrido pela água do Labrador e do Mar Nórdico, que afundou e flui para o Sul, enquanto a linha azul mais escura indica o caminho mais profundo, percorrido pela água formada nos Mares de Weddell e Ross, que perdeu calor para a atmosfera, e entra no giro circumpolar antártico (ACC) ou flui em direção norte. O esquema também mostra a conexão existente entre a água do ACC e as águas dos oceanos Atlântico, Pacífico e Índico, tanto superficiais quanto profundas. Por fim, os locais onde existem pontos de afloramento de águas das camadas mais profundas, são indicadas por círculos com pontos internos.
fluxo superficial fluxo profundo fluxo inferior
formação de águas profundas
ascensão causada pelo vento subida variada Salinidade > 36% Salinidade < 34% Mar de Labrador Mar Nórdico Mar de Weddell Mar de Ross
2.1.2.2 Circulaçao Oceânica no Atlântico.
A Célula de Circulação Meridional Atlântico (AMOC) é uma grande corrente do Atlântico que conecta o Atlântico Sul ao Atlântico Norte (Figura 1.4), além de correntes secundárias como ilustrado na Figura 1.5, é composta por um fluxo de água quente e salgada para o norte nas camadas superiores do Atlântico e um fluxo de água fria para o sul em camadas mais profundas do Atlântico (KUHLBRODT et al. 2007). Este é um componente muito importante do sistema climático. As águas da superfície superior do oceano Atlântico, ao fluir em direção norte perdem sua flutuabilidade, principalmente em latitudes polares, impulsionadas através da convecção oceânica, levando ao surgimento de células de revolvimento meridional em ambos os polos. A célula oriunda do norte do Atlântico Norte forma a “célula superior” da Circulação Meridional (MOC) que compõe a AMOC (Atlantic MOC) e tem influência nos 2 km superiores do oceano. Por outro lado, a célula mais profunda, a “célula inferior”, tem origem em torno da Antártica e fornece fluido para o oceano abissal. A AMOC é impulsionada por mecanismos como a circulação termohalina, a ascensão provocada pelo vento tanto no Atlântico Sul (AIMOLA & MOURA, 2016) quanto no Atlântico Norte e a força de Coriolis, além de uma variedade de processos como o resfriamento atmosférico local e derretimento de placas de gelo da Groenlândia (KUHLBRODT et al., 2007).
Figura 1.5 - Célula de Circulação Meridional do Atlântico Norte (AMOC) e suas ramificações, Survey (2012). As cores dos segmentos indicam a temperatura (oC) da água.
A AMOC pode ser definida como a circulação de massas de água vertical e latitudinal no oceano Atlântico com unidades em m3 s – 1 e quase universalmente expressa em termos de Sverdrups (1 Sv ≡ 106 m3 s − 1) (BUCKLEY & MARSHALL, 2016). Trata-se de uma circulação em que a principal força motriz é o balanço termohalino, e Trata-se constitui como uma das porções da correia termohalina (circulação termo-halina). Pode ser explicada pelo ganho de densidade das águas nas zonas de afundamento e pela inércia deste sistema. No processo de circulação, as águas mornas próximas à superfície são transportadas em direção às latitudes mais distantes do Atlântico Norte onde perdem calor e flutuabilidade, tornam-se mais frias e salinas e, consequentemente, mais densas e eventualmente afundam e fluem de volta como água mais fria através de profundidade (STOCKER, 1998; KUHLBRODT et al., 2007). Uma parte dessa água, ao passo que perde densidade e ganha flutuabilidade, ressurge na superfície da bacia do Atlântico Sul através da sucção de Ekman “até a superfície do flanco sul da Corrente Circumpolar Antártica” (AIMOLA & MOURA, 2016).
O processo circulatório da AMOC conecta os dois hemisférios e, portanto, é a principal causa de assimetrias inter-hemisféricas do clima no planeta. Este é um dos elementos importantes para regulação de temperatura do planeta através do balanço de energia entre os hemisférios da terra (STOCKER, 1998), principalmente no transporte de cerca de 0,5 PW de calor através do equador em direção ao Hemisfério Norte, tornando-o ligeiramente mais quente que tornando-o Hemisféritornando-o Sul (BUCKLEY & MARSHALL, 2016), além de influenciar no posicionamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) mais ao norte do equador (FRIERSON et al., 2013).
Parte do calor transportado pela AMOC é liberado para a atmosfera do Atlântico Norte Subpolar durante o inverno e torna essa região até 10º C mais quente, se comparada às regiões de mesma latitude do Pacífico Norte (RAHMSTORF & GANOPOLSKI, 1999;
BLASCHEK et al., 2015). Segundo Timmermann et al. (2005), mudanças nas condições oceânicas alteram o comportamento da AMOC na velocidade do transporte de calor em direção ao Atlântico Norte, além de influenciar em seus efeitos de longo alcance. Para Zhang et al. (2016), o transporte de calor realizado pelas correntes superficiais, corrente do golfo (fruto dos grandes giros sub-tropicais) influencia a extensão e volume da cobertura de gelo marinho nesta região, o que mostra a importância climática da AMOC. Dada sua relevância no clima global, a AMOC tem sido grande foco de pesquisa por muitos anos, seja no que se refere a fonte de energia que a alimenta, seja no papel do
calor superficial e ou dos fluxos de água doce que influenciam o transporte de energia e moldam seu padrão de circulação espacial (MORRILL et al., 2013). Além de ter efeitos de longo alcance no El Niño – Oscilação Sul (TIMMERMANN et al., 2005), influenciar na posição da ZCIT (FRIERSON et al., 2013), ter efeitos no desenvolvimento de furacões no Atlântico, no padrão de chuvas indianas e na seca do Nordeste do Brasil (ZHANG & DELWORTH, 2006), alterar o ecossistema marinho, entre outros (MORRILL et al., 2013). Também é estudado os efeitos do fluxo extra de água doce em locais sensíveis a convecção e formação de água profunda no Atlântico para períodos anteriores ao presente, como no Início do Holoceno, em função de características semelhantes à do período Pré-Industrial.
Se levar em consideração a atual bacia do Atlântico Norte, os locais mais sensíveis à convecção e formação de água profunda ocorre no Mar do Labrador, Mar de Irminger e Mares Nórdicos. As águas profundas que se formam nos mares nórdicos fluem para o sul em profundidade até entrar no Oceano Atlântico Norte. Essas águas são conhecidas como águas de transbordamento do Estreito da Dinamarca (estimada em 2.2-3 g/kg) e águas transbordadas da Islândia-Escócia (estimada em 2.4-3 g/kg) são assim denominadas em função de seus locais de origem (MACRANDER et al., 2005; BLASCHEK et al., 2015). Já a formação de água profunda do Mar Labrador é estimada em 4-6 g/kg, enquanto a do Mar de Irminger ainda não existem informações quanto ao seu volume (KUHLBRODT et al., 2007).
2.1.2.3 Efeitos do fluxo de água doce durante algumas fases do Holoceno
O aquecimento da Terra, seja natural ou antropogênico, pode alterar, dentre outras coisas, o fluxo de água doce, um importante elemento do ciclo hidrológico e que impacta significativamente o sistema climático. Quando liberadas de maneira anormal nos oceanos, a água doce pode causar grandes perturbações oceânicas e climáticas, como as apresentadas por (MANABE & STOUFFER, 1997; MORRILL et al., 2013) para 8.2 ka. Os autores apontaram a grande liberação de água doce das camadas de gelo da Groenlândia como um dos responsáveis por interferir na sensibilidade da circulação termohalina, na TSM e na variação da salinidade nas altas latitudes do oceano Atlântico Norte, causando um impacto significativo nos Mares Nórdicos, no Atlântico Sul (WEAVER et al., 2003) e Atlântico Tropical (GOELZER et al., 2006), além de impactar na formação de águas profundas. A influência da adição de água doce na circulação
oceânica depende da intensidade e duração do fluxo extra de água doce, depende ainda, do local do oceano onde é liberado para influenciar na circulação oceânica, pois existem locais mais sensíveis à liberação de água doce, como no mar do leste da Noruega, por ser mais próximo a locais de formação de águas profundas (ROCHE et al., 2010; ZHANG et al., (2016).
Segundo Tartinville et al. (2001), as descargas súbitas de água doce no oceano ficaram conhecidas por perturbar significativamente o sistema climático, como por exemplo num resfriamento mais forte no Ártico e no noroeste da Europa antes de 9 ka encontrados por Zhang et al. (2016), ou numa redução da atividade convectiva oceânica (BLASCHEK & RENSSEN, 2013), decorrente do transporte de calor para o norte do Oceano Atlântico. Ou ainda, como em estudos de Blaschek et al. (2015) que identificaram um aumento do fluxo de água doce proveniente das camadas de gelo da Groenlândia e da água de fusão redistribuída das camadas de gelo Laurentide, no Mar de Labrador e arredores, como responsáveis pela redução da atividade convectiva profunda ocorrida antes de 7 ka. Por sua vez, nos mares Antárticos, as condições relacionadas a adição de água doce no oceano são mais marcantes nos Mares de Ross (oeste da Península Antártica) e sobre o Mar de Weddell (ao norte da Península Antártica). Estes são alguns dos fatores que tem impacto significativo na força da AMOC.
Renssen et al. (2002), utilizando modelos dinâmicos acoplados, simularam uma injeção de água doce no Mar Labrador de 4.6 x 1014 m3 sendo 1.5 x 106 g/kg durante 10 anos, em 8.2 ka. Os autores identificaram uma grande perturbação nas condições da Circulação Termohalina que demandou cerca de 200 anos para recuperar o seu estado original. Na mesma pesquisa, os autores também observaram uma redução de até 10 cm/ano na precipitação sobre o norte da África e Oriente médio associada a modificações na circulação oceânica e atmosférica, mas não observou resposta clara na região tropical e no Hemisfério Sul. Morrill et al. (2013) verificaram que, durante o IH, um pulso muito intenso de água doce, de aproximadamente 2,5 x 106 g/kg por ano, aplicada na foz da Baia de Hudson (nordeste do Canadá) induziu uma mudança decadal da ordem de 25% na AMOC, de forma direta, diminuindo a temperatura no Hemisfério Norte durante esse período.
Hou et al. (2011) identificaram vários episódios de enfraquecimento da AMOC proeminente durante o Início do Holoceno. Esses episódios, segundo os autores, estão diretamente ligados ao derretimento de gelo no nordeste do Canadá e Groenlândia. Esse processo de entrada de água doce no Atlântico Norte foi muito marcante entre 11 e 8,4
ka. Os autores também identificaram que esse intervalo de tempo coincidiu com o enfraquecimento da AMOC. Em simulações realizadas por Zhang et al. (2016), para 11.5 ka, o aporte de água das geleiras Laurentide e Groenlândia levou a um enfraquecimento da AMOC com redução do transporte de calor através das águas oceânicas para o Hemisfério Norte, além de alterações no padrão de circulação atmosférica e consequente redução de temperatura no continente Europeu. Resultados da pesquisa de Burckel et al. (2015) para o período glacial, quando ocorreu mudança de uma fase fria para o período de calor na Groenlândia, ocorreram mudanças no padrão de circulação da AMOC, que levou a mudança da posição ZCIT para o sul, o que levou a ocorrência de eventos tropicais de precipitação na América do Sul.
Nos mares Antárticos, as condições relacionadas aos pulsos de água doce foram mais evidentes nos Mares de Ross (oeste da Península Antártica) e Mar de Weddell (ao norte da Península Antártica), locais mais sensíveis a convecção e formação de água profunda no Hemisfério Sul. Marsland & Wolff (2001), utilizando modelos numéricos identificaram que durante o Início do Holoceno, o Mar de Weddell produziu muitos fluxos de água doce, contribuindo para uma diminuição da espessura de gelo marinho nesta região, essa diminuição foi da ordem de 35 cm/ano.
Hodgson et al. (2016) verificaram que durante o IH (os autores levaram em consideração o período entre 11.5 ka e 8.0 ka como sendo o IH) a região oriental da Antártica apresentou um significante aumento no nível do mar, de até 12 metros, com a conclusão que esse aumento foi em função da expansão térmica e consequente derretimento de gelo continental. Outro estudo, realizado por Mayerwski et al. (2004), identificou um incremento da temperatura do ar em superfície na Antártica Ocidental e uma diminuição da temperatura na Antártica Oriental, criando desta forma uma condição bimodal da temperatura e, por consequência, influenciando o comportamento do fluxo de água doce nos Mares Antárticos.
Richardson et al. (2005) identificaram um aquecimento no oceano profundo e um resfriamento em superfície, discordando dos resultados de Marsland & Wolff (2001). Esse resfriamento identificado pelos autores levaria, por consequência, um aumento na espessura do gelo marinho. Essas simulações foram realizadas para condições similares às observadas durante o Início do Holoceno. É importante salientar que infelizmente há poucos trabalhos que estudaram o comportamento do fluxo de água doce no Início do Holoceno para os Mares Antárticos (CREMER et al., 2007; LUAN et al., 2015; HODGSON et al., 2016) e estão restritos apenas a simulações de curta duração e sem
