Durante as duas últimas décadas, as investigações das mudanças climáticas

Transcrição

1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 1 Durante as duas últimas décadas, as investigações das mudanças climáticas passadas passaram por uma transformação notável. Até os anos 1950, a paleoclimatologia mal existia como um campo coerente de estudo. Cientistas isolados estudavam este ou aquele aspecto da mudança climática, mas geralmente ignoravam ou estavam desconectados dos demais pesquisadores de outras especialidades. Podemos comparar essa situação com os anos recentes, quando uma comunidade de pesquisa internacional de amplo alcance, mas intimamente interconectada, ganhou existência: milhares de cientistas estudam o clima passado e presente em centenas de instituições acadêmicas e governamentais, utilizando uma variedade de plataformas de observação (como navios, satélites e pequenas boias oceânicas não tripuladas) e computadores e instrumentos laboratoriais cada vez mais sofisticados. A pesquisa interdisciplinar hoje é a norma, pois os cientistas perceberam que as muitas partes do sistema climático estão interconectadas e devem ser estudadas juntas. Em resposta a inquietações quanto ao aquecimento global futuro causado pelo aumento das emissões de gases de efeito estufa, as questões climáticas chegaram até a consciência pública, por meio de filmes de Hollywood como o complicado O dia depois de amanhã, estrelando Dennis Quaid como paleoclimatologista, e o documentário Uma verdade inconveniente, do ex-vice- -presidente americano Al Gore. A expansão do conhecimento desde a década de 1950 foi profunda. Hoje, sabemos que o clima muda ao longo de todas as escalas de tempo e que essas mudanças resultam de vários tipos de forçantes (impulsionadores de mudança). As respostas climáticas resultantes refletem a grande variedade de tipos de forçante, desde deslocamentos extremamente lentos ao longo de dezenas a centenas de milhões de anos (relacionados ao movimento gradual das pla-

2 6 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão cas tectônicas e da elevação de platôs e montanhas) até mudanças que se dão dentro de um ano ou menos (como episódios de resfriamento causados por explosões vulcânicas ou anos quentes produzidos por episódios de El Niño no Oceano Pacífico). Também se descobriu muito sobre o equilíbrio das forças que impulsionam todas essas mudanças, embora muitas perguntas importantes permaneçam sem resposta. Esse campo científico ainda é relativamente jovem. Mudanças na órbita da Terra As mudanças climáticas mais relevantes para o argumento explorado neste livro são causadas por alterações na órbita da Terra. Astrônomos calcularam como as forças gravitacionais combinadas do Sol, dos planetas e das luas dos planetas afetam a trajetória da Terra no espaço. Muitas décadas atrás, esse trabalho exigia extensos cálculos feitos à mão, pois há sete planetas além da Terra e dezenas de pequenas luas se movendo pelo espaço, atraindo uns aos outros e à Terra. Poderosos supercomputadores aceleraram o processo nas últimas décadas, ao ponto de que hoje podem-se fazer estimativas razoavelmente precisas das mudanças na órbita da Terra em relação a milhões de anos no passado. Dois aspectos da órbita atual da Terra no espaço que são familiares às pessoas são sua translação anual ao redor do Sol e seu giro diário (rotação) em torno do seu eixo. Esses movimentos são semelhantes aos de um pião, que lentamente percorre um caminho mais ou menos circular (uma revolução) e também gira várias vezes durante cada revolução completa. Os movimentos atuais são a base para compreender as mudanças orbitais que ocorreram no passado distante. Enquanto a Terra roda em torno do Sol uma vez por ano, o eixo em volta do qual ela gira sobre si mesma tem uma inclinação de 23,5, como a haste de um pião (Figura 1-1). Contudo, o ângulo de inclinação da Terra nem sempre foi 23,5. Na verdade, ele varia de um máximo de 24,5 a um mínimo de quase 22, indo do máximo até o mínimo e voltando ao máximo em um ciclo completo a cada anos. A forma da trajetória orbital da Terra em torno do Sol também mudou. No momento, a órbita tem forma praticamente circular, mas a trajetória orbital era mais elíptica no passado, sendo que a Terra ficava mais próxima do Sol em um certo ponto da sua órbita do que em outros (vide Figura 1-1). Uma mudança de uma órbita mais circular para uma mais elíptica, então voltando a uma forma circular (o que se chama de mudança na excentricidade orbital) ocorre em média a cada anos. Os piões também se movem de outra maneira. Inclinando-se em várias direções em diferentes momentos, eles traçam um movimento circular chamado de oscilação. Esse movimento de oscilação da Terra na sua órbita é chamado de precessão. Enquanto a Terra lentamente oscila pelo espaço, a

3 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 7 Polo Norte 23,5 Equator Plano da órbita da Terra 23,5 Junho solstício S Polo Sul N Distância máxima Distância mínima S N Dezembro solstício FIGURA 1-1 (acima) O eixo de rotação da Terra agora está inclinado em um ângulo de 23,5 a partir de uma linha perpendicular ao plano da sua órbita em torno do Sol. (abaixo) Como a excentricidade (forma) da órbita da Terra varia, as mudanças no movimento precessional da Terra (sua oscilação ) fazem com que as estações ocorram a distâncias diferentes do Sol. direção em ela se inclina perfaz um círculo completo a cada anos. Observe que enquanto as mudanças na inclinação orbital ao longo do tempo dizem respeito à quantidade de inclinação, as mudanças na precessão orbital dizem respeito à direção da inclinação. Por causa da interação entre o movimento de balanço da precessão e a trajetória orbital elíptica, a Terra está sempre mais perto do Sol em uma determinada estação e mais longe dele na estação oposta. No exemplo mostrado na parte inferior da Figura 1-1, a Terra está mais próxima do Sol em dezembro e mais longe em junho. Contudo, essas posições sazonais variam com o tempo, em razão do movimento de oscilação. Por vezes, a Terra está mais próxima do Sol em junho e mais longe em dezembro. Essas três alterações na órbita da Terra estão constantemente ocorrendo, mas a taxas diferentes: anos para concluir um ciclo completo de precessão, anos para cada ciclo de inclinação e anos para cada mudança de excentricidade. Esses mesmos três ciclos, por sua vez, afetam a quantidade de radiação solar que chega à Terra, chamada de insolação. A insolação é medida em watts por metro quadrado (W/m²), a mesma unidade usada para registrar a quantidade de consumo de energia das lâmpadas (normalmente abreviada para watts ). Observe os ciclos orbitais da Figura 1-2, mostrando as mudanças na insolação de verão do Hemisfério Norte na latitude de 60 N nos últimos anos. A amplitude total de mudança de insolação ao longo do tempo em um

4 8 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão FIGURA 1-2 A insolação solar recebida em junho em 60º ao longo dos últimos anos variou em ciclos de anos e aproximadamente anos. Anos atrás Menos 0 Radiação solar de verão Mais local e uma estação específica pode chegar a até 10-15% acima ou abaixo do valor médio, o equivalente à diferença atual de radiação solar entre Toronto e Atlanta ou entre Oslo e Roma. A quantidade total de insolação recebida pelo planeta Terra não muda muito, pois deficiências em um hemisfério (Norte ou Sul) costumam ser equilibradas por excessos no oposto. Também, muito embora a radiação solar seja sempre muito maior no verão do que no inverno, as quantidades extras de insolação que entram em uma estação (seja verão ou inverno) anos Mudanças de anos em ciclos de anos de tamanho são equilibradas por deficiências comparáveis na estação oposta. Entre o início e a metade do século XX, a maioria dos cientistas achava que esses efeitos sazonais opostos anulavam-se, mas a evidência posterior mostrou que não é o caso. Em vez disso, hoje os cientistas reconhecem que mudanças na insolação, em períodos-chave em particular, são mais importantes do que as mudanças opostas em outras estações na condução de mudanças climáticas em escala orbital. Como explicado a seguir, a insolação de versão do Hemisfério Norte é particularmente crucial na condução de alterações nos mantos de gelo e nas monções de verão, dois componentes muito importantes do sistema climático. Alterações nos mantos de gelo Mantos de gelo são enormes massas de gelo, com vários quilômetros de espessura, que cobrem grandes áreas dos continentes. Os dois que existem atualmente (na Antártica e na Groenlândia) são relativamente estáveis em tamanho, mesmo em períodos de aquecimento solar mais forte, pois estão situados em regiões polares muito frias. Em contraste, mantos de gelo que já existiram na América do Norte e na Eurásia, mais temperados e distantes do Polo Norte, eram mais vulneráveis às mudanças nos ciclos de insolação solar, repetidamente crescendo até um grande porte e então derretendo por comple-

5 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 9 to. Em outras épocas, o Canadá já esteve coberto por uma imensa massa de gelo, de tamanho comparável ao manto de gelo que hoje cobre a Antártica, ao passo que um manto de gelo menor já se formou e depois desapareceu sobre as montanhas da Escandinávia, no norte da Europa. Décadas de pesquisa demonstraram que esses mantos de gelo do hemisfério setentrional tiveram variações de tamanho nos três ciclos orbitais: anos, anos e anos. O derretimento mais recente desses mantos de gelo pode ser medido através das pilhas de detritos deixadas na terra à medida que os mantos de gelo se retraíam para o norte, mas esse método não pode ser usado para glaciações mais antigas. Cada avanço sucessivo do manto de gelo raspa e transporta os depósitos das glaciações anteriores, empilhando-os em um amontoado de detritos ao longo das novas margens do gelo. Como os avanços mais recentes do gelo foram de extensão muito grande, a maioria das evidências anteriores dos mantos de gelo foi apagada da superfície. De forma surpreendente, o melhor registro dos mantos de gelo vem dos oceanos, onde os sedimentos são depositados em sequências contínuas que registram a história integral das sucessivas glaciações. Nas áreas oceânicas ao largo das áreas continentais onde mantos de gelo cresceram e derreteram, o registro sedimentar contém detritos transportados por gelo, os resquícios de grãos minerais e fragmentos rochosos erodidos pelo gelo, levados ao oceano por icebergs e descarregados em águas profundas (Figura 1-3). Mesmo a olho nu, os testemunhos sedimentares retirados dessas áreas apresentam a impressão de ciclos glaciais. Camadas cinzas preenchidas com minerais continentais depositados por icebergs derretidos alternam-se com camadas brancas calcárias compostas de conchas de pequenos plânctons marinhos que se proliferaram nas águas mais quentes durantes os períodos interglaciais sem gelo. Os sedimentos oceânicos também trazem outro índice ainda mais útil da quantidade de gelo nos continentes. Dois tipos de isótopos de oxigênio ocorrem no H 2 O da água do mar: uma versão mais leve, o oxigênio-16 ( 16 O), e uma versão mais pesada, o oxigênio-18 ( 18 O). A neve que cai sobre os mantos de gelo em crescimento, sendo incorporada por eles como gelo, vem da água do oceano; o isótopo mais leve evaporado da água do mar, a versão 16 O, faz a longa viagem até os mantos de gelo com mais facilidade do que o isótopo 18 O, mais pesado. Uma vez que mais do isótopo 16 O é armazenado nos mantos de gelo, a água do oceano fica, relativamente, com mais 18 O. Essas mudanças são registradas nas conchas do plâncton do tamanho de areia que flutua próximo à superfície do oceano e nos organismos que vivem no assoalho oceânico. À medida que essas criaturas extraem oxigênio da água do mar para formar suas conchas de carbonato de cálcio (CaCO 3 ), elas registram o nível mais alto de 18 O deixado no oceano. Depois que essas criaturas morrem, suas conchas se amontoam no assoalho oceânico em camadas

6 10 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão A B C FIGURA 1-3 (A) Detritos vulcânicos da Islândia e (B) grãos de quartzo tingidos de vermelho originados de (C) rochas areníticas ao longo das margens do Atlântico. [A e B: cortesia de G. Bond, Lamont-Doherty Earth Observatory of Columbia University. C: Alan Majchrowicz/Alamy.] que preservam um registro contínuo do volume passado de gelo. Esse índice de isótopo de oxigênio complementa as sequências em camadas dos detritos depositados por icebergs no registro das idas e vindas dos grandes mantos de gelo setentrionais (juntamente a uma contribuição muito menor do gelo antártico). Em 1976, os paleoclimatologistas Jim Hays, John Imbrie e Nick Shackleton compararam um registro de volume de gelo medido por isótopos Ruddiman_01.indd 10 11/06/15 09:59

7 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 11 de oxigênio em sedimentos oceânicos com cálculos astronômicos independentes sobre a órbita terrestre nos últimos anos. Eles encontraram evidências de que os mantos de gelo setentrionais responderam a todos os três ciclos orbitais, concluindo que o verão do Hemisfério Norte é a estação de insolação crítica que controla o tamanho dos mantos de gelo, conforme previsto muitas décadas antes pela hipótese de Milankovitch, proposta pelo matemático sérvio Milutin Milankovitch. Essa conclusão pode parecer contraintuitiva, pois grande parte da neve que cria os mantos de gelo cai na estação fria do inverno. No entanto, os invernos são sempre muito frios no Alto Ártico, mesmo durante climas quentes interglaciais, como o atual. Nesses lugares, a neve cobre o chão por até 10 meses por ano, derretendo apenas em julho e agosto, para depois se formar novamente no início do outono (setembro). Para que os mantos de gelo comecem a se formar, é preciso que parte da neve precipitada resista ao breve período de degelo do fim do verão. Apesar de os verões quentes atuais conseguirem derreter a neve, os verões ligeiramente mais frios do passado, com luz solar de entrada mais fraca, permitiam que um pouco de neve resistisse à estação de degelo, formando uma base para mais acumulação nas estações frias subsequentes. À medida que a neve acumula, anos após anos, ela gradualmente cristaliza em gelo. Quando o gelo atinge uma espessura de metros, ele consegue fluir sob seu próprio peso, como geleira. Com o tempo, esses mantos de gelo glaciais em crescimento podem se expandir por áreas enormes. O reverso do processo derretimento do gelo ocorre quando a insolação de verão no Hemisfério Norte é forte. Aproximadamente anos atrás, vastos mantos de gelo cobriam a maior parte do Canadá e da Escandinávia, mas os níveis de radiação solar estavam começando a subir e o gelo estava prestes a começar a derreter (Figura 1-4). Quando a insolação de verão atingiu o máximo, há anos, o manto de gelo sobre a Escandinávia já havia derretido, e os restos do manto de gelo do Canadá, muito maior, estavam encolhendo rumo ao seu desaparecimento total, cerca de anos atrás. (Em razão de o manto de gelo sobre o Canadá ser muito grande, ele demorou vários milhares de anos a mais para derreter em resposta ao Sol do forte verão.) Os dois mantos de gelo que ainda existem hoje, cobrindo a Antártica e a Groenlândia, também possuem registros preciosos sobre outras respostas climáticas. Longas sequências de testemunhos perfurados através de vários quilômetros de gelo nos indicam como as concentrações de gases de efeito estufa mudaram no passado. As camadas de gelo contêm bolhas de ar altamente comprimido que ficaram retidas na neve recém-precipitada e gradualmente foram incorporadas em camadas de gelo (Figura 1-5). Os químicos de testemunhos de

8 12 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão +15 A Radiação solar de verão (W/m 2 ) Mínimo B Volume de gelo Gelo da América do Norte derretido Gelo escandinavo derretido Máximo Anos atrás FIGURA 1-4 Alterações na insolação de verão do Hemisfério Norte em 65 N (A) e volume de gelo (B) nos últimos anos. [Tendência de radiação solar adaptada de A. Berger, Long-term Variations of Caloric Insolation Resulting from the Earth s Orbital Elements, Quaternary Research 9 (1978): Volume de gelo baseado na tendência do nível do mar de E. Bard et al., Calibration of the 14 C Time Scale Over the Past 30,000 Years Using Mass-spectrometric U-Th Ages from Barbados Corals, Nature 345 (1990): ] gelo analisam gases como dióxido de carbono (CO 2 ) e metano (CH 4 ), presentes nessas bolhas de ar antigo em quantidades ínfimas, porém mensuráveis. As concentrações de CO 2 e CH 4 variam com os ciclos da órbita terrestre. Ambos os gases tendem a ser mais abundantes quando o clima é mais quente e os mantos de gelo são menores, sendo menos abundantes quando o clima é

9 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 13 0 Superfície Ar se move livremente pela neve 15 Profundidade no manto de gelo (m) Ar se difunde lentamente pelo gelo 50+ Ar selado no gelo FIGURA 1-5 O ar se move livremente pelos 15 metros superiores de neve próximos à superfície dos mantos de gelo, mas o fluxo é selado abaixo dos 50 metros de profundidade. [Adaptado de D. Raynaud, The Ice Core Record of the Atmospheric Composition: A Summary, Chiefly of CO 2, CH 4, and O 2, de Trace Gases in the Biosphere, ed. B. Moore and D. Schimmel (Boulder, CO: UCAR Office for Interdisciplinary Studies, 1992).] mais frio e os mantos de gelo são grandes. Por causa do seu efeito estufa sobre o sistema climático, esses dois gases tendem a amplificar os ciclos climáticos iniciados pelas mudanças na radiação solar de verão. Quando a insolação de verão é forte e os mantos de gelo derretem, os gases de efeito estufa tornam-se mais abundantes e apressam o processo de derretimento. Quando a insolação de verão enfraquece e os mantos de gelos começam a se formar, as concentrações de gases caem, ajudando os mantos de gelo a crescer. Mudanças nas monções de verão Outra parte importante do sistema climático da Terra que responde a mudanças orbitais é a circulação das monções de verão, que atuam principalmente nos trópicos e subtrópicos quentes, longe das regiões de gelo polar. Nessas latitudes, a precipitação é um fator mais importante que a temperatura no sis-

10 14 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão FIGURA 1-6 Nas regiões monçônicas (baixa latitude), chuvas torrenciais ocorrem na maior parte das tardes de verão. [AFP/Getty Images.] tema climático, e a quantidade de precipitação é determinada principalmente pela força das monções úmidas de verão (Figura 1-6). Todo verão, as circulações monçônicas são postas em movimento pelo contraste de aquecimento entre oceano e continente. O forte aquecimento no continente faz com que ar quente suba e puxe ar úmido do oceano próximo (Figura 1-7). Como o ar oceânico úmido se eleva, ele resfria, e seu vapor d água atinge o ponto de orvalho e condensa, precipitando em torrenciais chuvas monçônicas vespertinas. Mudanças na circulação tropical ocorrem também no inverno, porém precipita muito menos chuva durante a estação do inverno, mais fria e seca. É possível medir as mudanças na força das monções de verão do passado de várias maneiras. Os níveis da água dos lagos tropicas respondem a mudanças na precipitação, então as medidas das alterações passadas na linha de praia dos lagos proporcionam um bom indicador da força da monção nas últimas dezenas de milhares de anos. Voltando ainda mais no tempo, o índice do isótopo de oxigênio pode ser utilizado, mas de um modo diferente do exemplo discutido antes. Alterações na composição iso-

11 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza 15 Radiação solar forte Baixa pressão Superfície da terra quente Alta pressão: oceano mais frio FIGURA 1-7 O aquecimento solar mais forte das superfícies terrestres no verão faz com que o ar quente suba e puxe ar úmido do oceano próximo, causando grande precipitação. tópica 18 O/ 16 O da precipitação tropical estão relacionadas à intensidade da monção e ficam permanentemente registradas nos depósitos de cavernas calcárias, feitos de carbonato de cálcio. Essas estalactites e estalagmites são formadas pela água subterrânea que goteja da superfície da Terra em consequência das torrenciais monções úmidas de verão. Como era o caso dos mantos de gelo nas altas latitudes, as fortes monções tropicais propiciam chuvas ricas em 16 O do oceano, e essa abundância fica registrada nos depósitos das cavernas. Em 1981, o cientista atmosférico John Kutzbach surgiu com uma explicação simples, porém elegante, de por que essas circulações monçônicas va- Forte Radiação solar Fraco Ciclo sazonal moderno Radiação de verão mais forte (passado) Radiação de inverno mais fraca Inverno Verão Inverno FIGURA 1-8 Níveis mais altos de insolação de verão no passado do que os de hoje (vermelho) levaram a circulação monçônica a ser mais intensa do que atualmente.

12 16 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão +15 A Insolação de verão (W/m 2 ) Forte Intensidade da monção Fraca Anos atrás B FIGURA 1-9 A insolação de verão (A) e a intensidade da monção tropical (B) estão intimamente correlacionadas nos últimos anos. [Tendência da radiação solar adaptada de A. Berger, Long-term Variations of Caloric Insolation Resulting from the Earth s Orbital Elements, Quaternary Research 9 (1978): Intensidade da monção tropical generalizada a partir de várias fontes.] riavam no passado. Ele propôs que as mudanças nas monções seriam uma versão amplificada das mudanças sazonais observadas hoje (Figura 1-8). A radiação solar é mais forte no verão do que no inverno, determinando as monções úmidas de verão modernas. Em épocas do passado em que a radiação solar do verão era maior do que a atual, o continente era aquecido ainda mais no verão, conduzindo um influxo monçônico mais forte, com maior precipitação do que atualmente. Em épocas de radiação de verão mais fraca, a precipitação das monções de verão eram mais fracas do que hoje. As tendências recentes das monções apoiam a hipótese da monção de Kutzbach. Quase atrás, os níveis de insolação no Hemisfério Norte e a intensidade da monção nos trópicos setentrionais estavam, ambos, em valores de pico (Figura 1-9). Subsequentemente, a insolação de verão e a intensidade da monção caíram lentamente até os níveis modernos. Além disso, evidências de depósitos em cavernas que alcançam muito mais longe no tempo mostram que as monções variaram no período de anos de precessão orbital que domina as baixas latitudes. Essa correspondência entre o ritmo da forçante de insolação tropical e o da resposta da monção tropical dá respaldo à hipótese de Kutzbach. Resumo Hoje, os cientistas possuem uma compreensão mais profunda de dois grandes sistemas climáticos da Terra mantos de gelo e monções e a maneira como eles variaram em resposta a mudanças orbitais no passado. Ambos os siste-

13 Capítulo 1 Os Ciclos Climáticos da Natureza Radiação solar de verão (W/m 2 ) Valor atual Anos atrás (ou tempo equivalente no período interglacial anterior) FIGURA 1-10 Mudanças na insolação de verão no início do interglacial atual (Estágio 1), comparadas a mudanças nos três interglaciais precedentes. [Tendências extraídas de A. Berger, Long-term Variations of Caloric Insolation Resulting from Earth s Orbital Elements, Quaternary Research 9 (1978): ] mas são altamente sensíveis à radiação solar de verão, que guia o crescimento e o derretimento dos mantos de gelo setentrionais e o fortalecimento e enfraquecimento das monções de verão tropicais. Nenhum dos sistemas é muito sensível a mudanças de insolação no inverno. São de grande importância para o tema deste livro as mudanças de insolação de verão que ocorreram no início dos interglaciais, quando os últimos resquícios dos mantos de gelo estavam derretendo e as condições interglaciais

14 18 Parte I Um Mistério: Tendências dos Gases de Efeito Estufa na Contramão TABELA 1-1 Idade dos interglaciais Nome do interglacial* Idade (anos atrás) Estágio 1 Hoje Estágio Estágio Estágio *Por convenção, os estágios interglaciais com clima quente têm números ímpares e os estágios glaciais com clima frio têm números pares. quentes estavam se firmando. No interglacial presente (chamado de Estágio 1 ) e nos três estágios interglaciais anteriores (idades mostradas na Tabela 1-1), todas as tendências de insolação de verão se assemelham: valores de pico no início do interglacial e, então, um lento movimento rumo a valores menores (Figura 1-10). Os próximos dois capítulos abordam a questão de se o CO 2 e o CH 4, ambos importantes gases de efeito estufa, também seguiram tendências semelhantes no início dos interglaciais. Leituras adicionais Berger, A. Long-term Variations of Caloric Insolation Resulting from the Earth s Orbital Elements. Quaternary Research 9 (1978): COHMAP Project Members. Climate Changes of the Last 18,000 Years: Observations and Model Simulations. Science 241 (1988): Ruddiman, W. F. Earth s Climate: Past and Future. (New York: W. H. Freeman, 2007), Chapters 7 9.