I. Decifrando o registo glacial e os ousados fósseis

Lucas JOUVE

NATURALPROCESSES

Question: Mudança climática histórica (Quaternário)

Mudança climática histórica (Quaternário)

O sistema Terra, criado há cerca de 4,5 mil milhões de anos, tem vindo a evoluir desde então. O clima do planeta, que é actualmente o centro das atenções, é uma das suas características evolutivas. O clima é a distribuição estatística das condições atmosféricas numa determinada região durante um determinado período de tempo (wikipedia.fr). O clima não deve ser confundido com a meteorologia, sendo esta última o estudo da evolução das condições atmosféricas num determinado local e numa escala de tempo curta.

Tentaremos responder às seguintes questões, entre outras:

Como podemos estudar variações climáticas a muito longo prazo, ou seja, na escala de milhares a centenas de milhões de anos? Que grandes mudanças climáticas ocorreram desde o tempo para o qual temos os primeiros dados? Quanto tempo leva para um novo clima se instalar e como podemos decretar que estamos a mudar a “era climática”?

A Terra passou por muitas condições climáticas diferentes no passado, e estas variações são de particular interesse para os seres humanos no contexto actual das alterações climáticas. A fim de analisar os climas que governaram anteriormente o planeta, temos à nossa disposição três técnicas principais: o estudo do gelo, fósseis e rochas.

A. Vamos fazer falar o gelo

P>Polar caps ou placas de gelo são glaciares continentais, ou seja, são enormes quantidades de gelo (98% da água doce do planeta) que resultam de sucessivos depósitos de neve seguidos de compactação que a transforma em gelo.

No início dos anos 70, os americanos atingiram 2138 m de profundidade com a perfuração de Byrd, mas em gelo altamente deformado para além de 50.000 anos por fluxo e, portanto, difícil de explorar. O gelo tem características físicas que o tornam um sólido muito deformável que flui lentamente. Além disso, o gelo de uma camada de gelo é continuamente substituído, e o coring na Gronelândia (2037m Dye coreGISP2, 1981; 3085m, NGRIP, 2003) ou na Antárctida (Dome F, 3000m,2007; EPICA, 3300m, perfurando até 3200m, 2004) fornece-nos amostras que vão desde os dias de hoje até aos 800.000 anos de idade na Antárctida e apenas até cerca de 400.000 anos para a Gronelândia.

Diverso núcleos de gelo na Terra com a sua profundidade

Glaciares continentais Andinos, Os glaciares nos Andes, África, Himalaias, Rochosas e Rússia são capazes de fornecer informações sobre o clima dos últimos mil a dezenas de milhares de anos:Sajama Bolívia, 25.000 anos; Kilimanjaro, 12.000 anos; Guliya Ice Cap, Planalto Tibetano ou Glaciar do Alto Fremont, cerca de 1000 anos. Estas listas não são obviamente exaustivas.

O estudo dos gases aprisionados nas bolhas das calotas polares, tais como CO2 ou CH4, permite-nos conhecer a composição da atmosfera antiga, porque o seu tempo de permanência na atmosfera é curto (cerca de 10 anos) mas suficientemente longo para permitir que a atmosfera se homogeneize à escala global. Além disso, a geoquímica do pó mineral pode ser rastreada até às regiões desérticas que o emitiram ou até aos vulcões que explodiram, tornando as camadas de gelo formidáveis fontes de informação.

Além do conteúdo de gás, isótopos estáveis de água constituem traçadores geoquímicos muito eficientes e são amplamente utilizados na decifração destes arquivos. De facto, a razão 18O/16O é significativamente modificada durante a evaporação e precipitação devido à diferença de massa entre as duas moléculas H218O e H216O. A água no reservatório atmosférico é assim deprimida em 18O (mais pesada que 16O) em comparação com a água no reservatório oceânico; inversamente, a água da chuva é enriquecida em 18O em comparação com a água atmosférica. Assim, com o transporte de ar através de células convectivas (Hadley, Ferrel, e célula polar) e as sucessivas precipitações que pode sofrer durante o seu transporte, o ar vê a sua relação 18O/16O diminuir. Quando finalmente se precipita como neve em altas latitudes ao nível das calotas polares, constitui um reservatório sólido (semelhante à geosfera) com propriedades isotópicas muito diferentes das do oceano (18O/16O alguns ‰ mais baixo). Durante a era do gelo, o armazenamento do gelo representa um enorme volume; o nível global do oceano caiu assim 120m durante a última glaciação. Isto leva a um enriquecimento da água oceânica em 18O em comparação com 16O, e inversamente, durante os períodos quentes, há um desarmazenamento de 16O. Estas alterações na composição isotópica do oxigénio podem ser seguidas através da composição do gelo.

As calotas polares da Antárctida e da Gronelândia constituem a maior parte da criosfera (90% do volume da água doce do planeta). A transformação da neve em gelo é rápida, mas a evolução deste gelo em profundidade (recristalização progressiva em grandes cristais) é lenta, até 2000 anos. Como pontos frios na Terra, as calotas de gelo interagem com o clima global. É provável que se desenvolvam dentro de alguns séculos (talvez mesmo algumas décadas) graças a um efeito de feedback positivo entre a queda de neve e o albedo. Pelo contrário, podem desaparecer em menos de 10.000 anos (como no caso da última era glacial), libertando grandes quantidades de icebergs que perturbam a circulação oceânica e o clima. Os núcleos de gelo fornecem-nos assim registos contínuos do ambiente passado durante os últimos ciclos climáticos, cuja representatividade geográfica não está limitada à região.

B. O que dizem os fósseis e sedimentos

Podemos voltar muito mais atrás estudando a composição isotópica do oxigénio das conchas dos organismos vivos (CaCO3 por exemplo) ou sedimentos. Mas esta leitura torna-se complexa por dois fenómenos:

1. Primeiro, a razão 18O/16O é dependente da temperatura; há portanto uma estratificação da razão 18O/16O com a temperatura e portanto a profundidade do oceano em regiões de baixa latitude (ver temperatura profunda do oceano em função da latitude, MC- Ocean – Thermocline – Belkatir & Rondeau.htm). Mas este fenómeno será pouco ou nada perceptível nas regiões polares, pelo que só podemos usar esta relação estabelecendo um equilíbrio (através de concentrações medidas em conchas, frequentemente plâncton), entre organismos que vivem no fundo do oceano (bentónicos) e organismos nadadores que vivem à superfície (pelágicos), e questionando organismos que vivem em latitudes muito diferentes.

2. Em segundo lugar, os organismos vivos operam uma selecção de 18O, e a sua relação 18O/16O é portanto diferente da do oceano contemporâneo. Estes mecanismos devem ser tidos em conta no cálculo das paleo-temperaturas oceânicas. Esta razão é geralmente expressa como 18O, que representa o desvio desta razão em relação ao valor médio da água do mar, a sua unidade é o ‰. Do mesmo modo, a proporção de Deutério 2H(ou D) para hidrogénio é amplamente utilizada, e mais uma vez é definido um D,expresso em ‰.

Para carbonatos, as composições isotópicas são determinadas pelo sistema de solução CO2/HCO3-/CO32. Para além da temperatura, a origem do CO2 que entra na constituição dos carbonatos é o parâmetro essencial da sua composição isotópica. Assim, quando um organismo que vive no oceano forma uma concha de calcite (CaCO3) bombeando iões da água, é a reserva oceânica de HCO3- (com uma composição isotópica bastante constante) que define a sua relação 13C/12C. No entanto, as reacções do metabolismo celular são mais frequentemente acompanhadas por fraccionamento aentisotópico de 12C à custa de 13C, e pode verificar-se que, quando o CO2 provém principalmente da actividade bacteriana nos solos e na lama, os carbonatos diagenéticos1 resultantes têm um teor muito mais baixo de 13C. É analisando esta relação 13C/12C que se tem podido afirmar que cerca de 3,8 mil milhões de sedimentos com cerca de 3,8 mil milhões de anos têm a assinatura isotópica da vida.

Já em 1983, o perfil isotópico da Vostok estudado por ClaudeLorius revelou sem ambiguidade uma história contínua do clima ao longo de mais de 140.000 anos, mostrando o fim da última glaciação há cerca de -15.000 anos, o seu máximo há cerca de -25.000 anos, e a glaciação anterior há cerca de -140.000 anos.A progressão da perfuração permitiu-nos alargar o nosso conhecimento da evolução da atmosfera a 4 ciclos climáticos, com base em concentrações de CO2 e CH4 que oscilaram desde há 400000 anos entre 200-280 ppmv (parte por milhão em volume) e350-700 ppbv (parte por bilião em volume), respectivamente.

Evolução da temperatura e concentrações de CH4 e CO2 na atmosfera desde 400.000 anos atrás(fonte: acer-acre.org)

P>Primeiro de tudo, podemos notar no gráfico acima que existe quase uma sobreposição das três curvas que confirma a hipótese segundo a qual a temperatura do planeta estaria intimamente ligada às concentrações em CO2 e CH4 e que mesmo estas duas últimas quantidades seriam interdependentes. Uma segunda leitura do gráfico mostra claramente uma ciclicidade de grandes variações de amplitude em torno de um período de 100.000 anos que é atribuível a variações na órbita da Terra. As mudanças na órbita também têm influência em períodos mais curtos, como evidenciado pela presença no sinal climático da Vostok de períodos de 20.000 e 40.000 anos.

É portanto, de facto, como Milutin Milankovitch assumiu na sua teoria entre 1920 e 1940, as variações da órbita da Terra que seriam responsáveis pelas variações do clima na escala de dezenas ou centenas de milhares de anos daí a existência de ciclicidade porque os parâmetros orbitais da Terra variam ciclicamente.

1. Primeiro, a excentricidade da órbita da Terra; vai de um estádio circular a outro através de um alongamento máximo da elipse durante dois períodos de 100.000 e 413.000 anos. A excentricidade máxima é de 0,06 e as distâncias mínima e máxima Terra-Sol são então 129.000.000 km e 187.100.000 km respectivamente.

variação da excentricidade da Terra (fonte: planet-terre.ens-lyon.fr)

2. Depois,há as variações da inclinação do eixo de rotação da Terra em relação ao normal para o plano da sua órbita, este oscila entre 21,8° e 24,4° e este fenómeno tem um período de cerca de 41.000 anos.

variação da inclinação da Terra (fonte: planet-terre.ens-lyon.fr)

3. Finalmente, devemos ter em conta a precessão do eixo de rotação da Terra (fig.5)que tem influência na data de aparecimento dos equinócios e, portanto, na duração das estações do ano. De facto, o eixo de rotação da Terra está em rotação lenta em torno de um eixo perpendicular ao plano do eclíptico e esta rotação é feita durante um período de cerca de 26.000 anos.

Precessão dos equinócios (fonte: planeta-terra.ens-lyon.fr)

A evolução de todos estes parâmetros influencia a quantidade de luz e, portanto, de energia recebida pela Terra do Sol, o que explica as variações climáticas em grande escala. Além disso, mesmo que a quantidade de sol se mantenha mais ou menos constante ano após ano, as mudanças na insolação em altas latitudes no Verão (o único período a receber energia solar) parecem ser relativamente significativas. É a variação deste último que condiciona o clima da Terra e a faz oscilar entre os dois extremos seguintes:

– alta excentricidade da órbita, alta inclinação (como hoje em dia)e baixa distância Terra-Sol no Verão => estações muito contrastantes

1. -óbitaquasi-circular, baixa inclinação e grande distância Terra-Sol no Verão => estações de baixo contraste.

2. A segunda situação, com estações de baixo contraste, é susceptível de ser favorável à idade do gelo porque se as condições forem tais que o saco de neve de Inverno não resolva, ou resolva mal no Verão, as condições para desencadear um feedback positivo entre a queda de neve e o albedo podem estar presentes. Inversamente, a situação anterior com verões quentes e invernos rigorosos parece muito desfavorável para uma era glacial.

III. 3. Rápidas oscilações climáticas

A aparente estabilidade do clima durante o último período glacial (de -110.000 anos a.C. a -12.000 anos a.C.) foi regularmente interrompida por rápidas oscilações, que duraram entre uma década e um milénio. Sabe-se agora que esta pseudo-estabilidade foi regularmente interrompida por oscilações rápidas do clima, que duraram entre uma década e um milénio.

Estas oscilações armazenadas nos núcleos de gelo, chamadas “Dansgaard-Oeschger cycles”, foram destacadas por Dansgaard et al em 1994. Começam com um arrefecimento rápido de 5 a 10°C em poucos séculos, seguido de um aquecimento ainda mais rápido em algumas décadas. A frequência destes eventos seria aproximadamente uma a cada 1500 anos.

Estas oscilações também foram observadas nos sedimentos oceânicos do Atlântico Norte (entre 40 e 60°N) por Heinrich em 1988, onde também notou a presença de outros eventos frios, resultando na chegada súbita e maciça de areia e detritos grosseiros raspados por glaciares e transportados por icebergs. Conhecidos como “eventos Heinrich”, estes episódios frios ocorrem com uma periodicidade relativa de 7000 a 8000 anos. São muito claramente visíveis no gráfico seguinte:

Evolução ofδ18O de -60.000 anos até ao presente

As variações na proporção 18O/16O de foraminíferos planctónicos encontrados após a sua morte nos sedimentos do Atlântico Norte levam à ideia de que uma enorme quantidade de água doce foi colocada na superfície do Atlântico Norte. Esta camada de água doce fria de baixa densidade de superfície teria tido o efeito de retardar a extensão da Corrente do Golfo em águas profundas a altas latitudes, possivelmente bloqueando a circulação termohalina. A origem destes eventos durante um período de 7.000 anos ainda não está claramente explicada:

1. Uma primeira hipótese, conhecida como a hipótese “forçadora interna”, que é muito popular, consiste em pensar que o gelo que se acumula ao longo de vários milénios na América do Norte limita cada vez mais a evacuação de calor da crosta terrestre. O calor poderia então ser tão grande que induziria a mobilização de água dos sedimentos e o colapso da calota de gelo, aumentando consideravelmente o número de icebergues. A sua fusão seria então responsável pela camada de água doce;

2. Uma segunda hipótese, denominada hipótese de forçamento externo, baseia-se nas variações da insolação e da actividade solar, o que, segundo os autores, pode explicar a extensão do fenómeno de fusão, que é visível não só na periferia da calota de gelo canadiana, mas pode ser observado em todo o Hemisfério Norte. Contudo, tal argumento não é imparável, uma vez que os efeitos de derretimento da tampa Laurentide podem ser sentidos à distância através da atmosfera.

Como os autores do dossier CNRS http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosclim1/biblio/pigb15/01_changements.htm”‘jusqu’à presentes, ninguém foi capaz de descrever como se articulam os mecanismos capazes de induzir tais mudanças no oceano e na atmosfera. “

Outras vezes, o gelo da Gronelândia mostra que a mudança climática é grande, rápida e generalizada. Os arrefecimentos ocorrem em várias fases, enquanto que os aquecedores ocorrem numa única fase. Os aquecedores mais fortes atingiram os 8°C. Reflectem-se numa duplicação da queda de neve, numa diminuição da quantidade de poeira soprada pelo vento, e em condições atmosféricas significativamente mais húmidas. O aumento do conteúdo de CH4 é interpretado como o resultado do aumento da massa vegetal e confirma as observações anteriores.

Um exemplo de uma variação abrupta e relativamente intensa do clima é a Idade do Gelo, um período durante o qual o clima arrefeceu visivelmente à escala global. Ocorreu entre 1550 e 1850 e caracteriza-se pelo avanço dos glaciares e pelas grandes fomes, especialmente na Europa. O arrefecimento é em média 1°C, o que não é enorme à primeira vista, mas é suficiente para perturbar o clima (fenómeno feedbak) e causar muitos problemas às populações.

A Pequena Era do Gelo foi descrita e comentada principalmente na Europa e América do Norte, embora outras regiões do mundo tenham sido afectadas. Em meados do século XVII, os glaciares nos Alpes suíços avançaram rapidamente, engolfando quintas e aldeias. Em Inglaterra, o rio Tamisa congelou (pela primeira vez em 1607, pela última vez em 1814); embora alguns desenvolvimentos urbanos (nomeadamente pontes) possam ter favorecido o fenómeno ao impedirem o fluxo de água, a frequência do evento é um bom exemplo da persistência do frio na Europa. Da mesma forma, os canais e rios dos Países Baixos transformam-se em gelo durante vários Invernos. Por exemplo, no Inverno de 1794-1795, a cavalaria francesa capturou a frota holandesa que ficou presa no gelo. Durante o Inverno de 1780, a área fluvial de Nova Iorque ficou congelada: uma caminhada entre Manhattan e Staten Island e as ligações comerciais por mar foram bloqueadas. (fonte: wikipedia.com)

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