UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINESE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOQUÍMICA AMBIENTAL

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1 1 UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINESE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOQUÍMICA AMBIENTAL THIAGO PEREIRA DOS SANTOS VARIAÇÕES DA TEMPERATURA DO ATLÂNTICO EQUATORIAL OESTE AO LONGO DOS ÚLTIMOS ANOS NITERÓI 2013

2 ii THIAGO PEREIRA DOS SANTOS VARIAÇÕES DA TEMPERATURA DO ATLÂNTICO EQUATORIAL OESTE AO LONGO DOS ÚLTIMOS ANOS Dissertação de Mestrado apresentada ao Programa de Pós-graduação em Geociências da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre em Geociências. Área de concentração: Geoquímica Ambiental. Orientadora: Prof. ª Dr.ª Ana Luiza Spadano Albuquerque NITERÓI 2013

3 iii S237 Santos, Thiago Pereira dos. Variações da temperatura do atlântico equatorial oeste ao longo dos últimos anos/ Thiago Pereira dos Santos. Niterói : UFF. Programa de Geoquímica, f. : il. color. ; 30 cm. Dissertação (Mestrado em Geociências - Geoquímica Ambiental) - Universidade Federal Fluminense, Orientador: Profª Drª Ana Luiza Spadano Albuquerque. 1. Isótopo estável. 2. Foraminífero planctônico. 3. Paleoceanográfia. 7. Produção intelectual. I. Título. CDD 551.7

4 iv

5 v AGRADECIMENTOS Aos meus pais Rosangela e Maurício que sempre me apoiaram, mesmo não entendo a fundo o meu trabalho, e me ensinaram que o melhor investimento em si é a Educação. Obrigado por tudo, Aos meus tios Lucia Helena, Maria Lucia e Sebastião que apesar de não possuírem seus próprios filhos sempre me trataram como um. Obrigado pelo eterno carinho e preocupação que demonstram comigo. A minha irmã Thamy, meu cunhado Victor Hugo e meu sobrinho Pedro por tornarem as voltas a Friburgo mais gostosas e cheias de risadas. A minha namorada Juliana que divide comigo os tortuosos caminhos do mundo acadêmico desde a graduação, e agora em nossa própria casa. Muito obrigado ao seu companheirismo, compreensão e afeto nestes últimos 5 anos. Amo você. A minha sogra Ana Rosa e meu sogro Orlando por também depositar suas parcelas de confiança em nós e pelos agradáveis finais de semana de descanso e inspiração em Realengo, e agora também no Recreio. A minha orientadora Ana Luiza que abriu as portas do Laboratório de Estudos Paleoambientais a mim em 2008 e por me inserir no mundo das reconstruções ambientais. Obrigado por todas as oportunidades e ensinamentos que me concedeu. A professora Cátia que forneceu os testemunhos para este estudo. Ao professor Abdel Sifeddine pelos valiosos conselhos e recomendações de leitura. A André Belém pela ajuda na interpretação de dados e confecção de figuras. E ao professor Daniel Franco pela força com as análises espectrais no último momento. Aos amigos da graduação em Ciências Biológicas da UFF da turma 2007/2 que tornaram a vida em Niterói muito mais alegre. E também aos amigos que permanecem ou já saíram do Laboratório de Estudos Paleoambientais, sobretudo Douglas Lessa e Rodrigo Portilho que me ensinaram a identificar os foraminíferos planctônicos. Aos demais professores e funcionários do Departamento de Geoquímica da UFF onde realizei meus estudos e ao CNPq pela concessão da bolsa de mestrado. Muito obrigado a todos!

6 vi Tudo é questão de obedecer ao instinto que o coração ensina ter, ensina ter. Correr o risco, apostar num sonho de amor. O resto é sorte e azar. (Frejat/Cazuza)

7 vii RESUMO A porção equatorial Oeste do Atlântico Sul é uma região-chave para o estudo das variabilidades climáticas, já que esta área é a principal saída de calor e sal para as altas latitudes do hemisfério norte através da Corrente Norte do Brasil. Esta transferência interhemisférica é um dos fatores cruciais para o funcionamento da circulação termohalina no oceano Atlântico, conhecida como Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC). Baseado nisto, o objetivo deste trabalho é apresentar uma reconstrução da temperatura da superfície do mar (TSM) ao longo dos últimos anos, em um intervalo que engloba o Ultimo Máximo Glacial (UMG) e o Holoceno. Para isto, foram empregados três testemunho sedimentares recuperados na margem Nordeste do Brasil. Dois destes testemunhos (MC 17/2 e MC 11/1) tiveram sua cronologia combinada, para juntos formarem um registro único do Holoceno. O terceiro testemunho (MC 10/3) enfoca o UMG e a fase de degelo até o início do Holoceno. Como proxies para a reconstrução paleoceanográfica da TSM foram empregados o isótopo estável de oxigênio (δ 18 O c ) do foraminífero planctônico Globigerinoides ruber (branco µm), a Técnica do Análogo Moderno (TAM) e a análise faunística da assembleia de foraminíferos planctônicos na fração 150 µm. Os resultados para o UMG mostram a existência de dois cenários distintos que se separam em 21 k anos AP. Antes desta data condições mais frias na ordem de 2 ºC existiram na região, como ficou evidenciado pelos valores mais positivos do δ 18 O c, pelas menores TSM reconstruídas pela TAM e pela maior abundância de foraminíferos planctônicos relacionados a produtividade e profundidade, como Globigerina glutinata, Neogloboquadrina dutertrei, Globorotalia truncatulinoides (dextral e sinistral) e Globorotalia inflata. Após 21 k anos AP uma forte transição ocorre no δ 18 O c e na abundância absoluta de foraminíferos planctônicos, indicando a entrada de condições mais quentes na região, principalmente durante o evento Heinrich 1 (H1) e o Younger Dryas (YD). Este intervalo, que inclui a fase de degelo e parte do Holoceno é marcado pela redução das espécies relacionada a produtividade e profundidade e pelo aumento das espécies de águas quentes e superficiais. O retorno da espécie Globorotalia menardii em 21 k anos AP pode indicar a reativação do transporte de águas quentes do Oceano Índico para o Atlântico Sul realizado pela Corrente das Agulhas durante a fase de degelo. Os dados apresentados aqui demonstram que o Atlântico equatorial Oeste responde a entrada de água doce no Atlântico Norte e ao transporte de águas quentes via Corrente das Agulhas, e que o balanço destes dois fatores foi crucial para o retorno da AMOC no fim do UMG. Os resultados para o Holoceno mostraram que a região vem sofrendo um aumento progressivo da TSM da ordem de 1 ºC principalmente após o Holoceno médio, onde alterações nos padrões orbitais podem ter modificado a distribuição da energia solar no planeta. Análises espectrais sobre os dados mostram uma série de periodicidade quase cíclicas centradas em kyr, kyr, ~ 700 yr, yr, ~ 390 yr, ~350 yr e ~ 330 yr e podem refletir a ação de forçantes climáticas externa (variabilidade solar) e internas (sistema oceano-atmosfera) transmitidas pela circulação termohalina globalmente. Palavras-chave: Isótopo estável de oxigênio. Temperatura da superfície do mar. Assembleia de foraminíferos planctônicos. Circulação Meridional de retorno. Análise espectral.

8 viii ABSTRACT The western equatorial Atlantic is a key region for the study of climate variability, as this area is the main source of heat and salt toward high latitudes of northern Atlantic through the North Brazil Current. This interhemispheric transfer is one of the crucial factors for the thermohaline circulation in the Atlantic Ocean, known as Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC). Based on this, the aim of this work is to show a reconstruction of sea surface temperature (SST) over the last 40,000 years, into a range that comprises the Last Glacial Maximum (LGM) and Holocene. For this, we used three sedimentary records recovered in Northeast Brazilian margin. Two of these records (MC 17/2 e MC 11/1) were combined to generate a single record of Holocene. The last record comprises the LGM until the early Holocene. As proxies for the reconstruction of SST were employed the oxygen stable isotope (δ 18 O c ) of planktonic foraminifera Globigerinoides ruber (white µm), the Modern Analogue Technique (MAT) and the assemblage of planktonic foraminifera in the size-fraction of 150 µm. The results for the LGM showed the existence of two different scenarios that were separated at 21 kyr BP. The heavier oxygen values recorded prior to 21 kyr BP demonstrated that the Last Glacial Maximum was up to 2ºC colder than Holocene. After 21 kyr BP, a strong shift to lighter values indicated the onset of warmer conditions during deglacial, especially during Heinrich event 1 and the Younger Dryas. The planktonic foraminifera assemblage as species related to productive or deep waters confirmed the conditions indicated by the oxygen composition; i.e., Globigerinita glutinata, Neogloboquadrina dutertrei, Globorotalia truncatulinoides (left and right coiling) and Globorotalia inflata were more abundant prior to 21 kyr BP. With the increase in the sea surface temperature after 21 kyr BP, the abundance of these species was reduced, particularly for G. glutinata and G. inflata, and the abundance of species found in warmer waters increased, especially for Globigerinella siphonifera. The species Globorotalia menardii, which was absent in the Last Glacial Maximum, reappeared after 21 kyr BP, which may have been a response to the Agulhas Leakage that released warmer waters into the South Atlantic at the beginning of deglacial. The data presented here indicate that the western equatorial Atlantic responded to the meltwater pulse at high latitudes of the northern Atlantic and to warm waters from the Indian Ocean. The balance between these two factors was crucial to the development of the Atlantic Meridional Overturning Circulation at the end of the LGM. The results of Holocene showed that the region has suffered a gradual increase in SST of around 1 ºC, mainly after the mid-holocene, where changes orbital patterns may have changed the distribution of solar energy on the planet. Spectral analyzes on the data demonstrated a series of periodicities centered at kyr, kyr, ~ 700 yr, yr, ~ 390 yr, ~350 yr e ~ 330 yr and can be related of climate forcing transmitted globally by the thermohaline circulation. Keywords: Oxygen stable isotope. Sea surface temperature. Planktonic foraminifera assemblage. Atlantic Meridional Overturning Circulation. Spectral analyses.

9 ix LISTA DE FIGURAS Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura Figura

10 x LISTA DE ABREVIAÇÕES AMOC Atlantic Meridional Overturning Circulation APAN Água Profunda do Atlântico Norte BA - Bølling-Allerød CCNE Contracorrente Norte do Equador CNB Corrente Norte do Brasil CPCO Corrente Profunda de Contorno Oeste CSE Corrente Sul Equatorial EIM Estágio Isotópico Marinho H1 Evento Heinrich RETRO - Response in the tropical Atlantic thermocline waters due to changes in the Atlantic Meridional Overturning Circulation SCNB Subcorrente Norte do Brasil SMAS Sistema de Monsões da América do Sul TAM Técnica do Análogo Moderno UMG Último Máximo Glacial YD Younger Dryas ZCIT Zona de Convergência Intertropical δ 18 O c Razão 18 O/ 16 O no carbonato

11 xi SUMÁRIO RESUMO... vii ABSTRACT... viii LISTA DE FIGURAS... ix LISTA DE ABREVIAÇÕES... x 1 INTRODUÇÃO OBJETIVO OBJETIVO GERAL OBJETIVOS ESPECÍFICOS FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO NOS FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS FUNÇÕES DE TRANSFERÊNCIA PARÂMETROS OCEANOGRÁFICOS MATERIAIS E MÉTODOS ÁREA DE ESTUDO PROCEDIMENTOS LABORATORIAIS CRONOLOGIA ANÁLISE ESPECTRAL RESULTADOS ÚLTIMO MÁXIMO GLACIAL (TESTEMUNHO MC 10/3) Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno Isótopos estáveis de oxigênio (δ 18 O c ) HOLOCENO (TESTEMUNHOS MC 17/2 E 11/1) Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno DISCUSSÃO TRANSIÇÃO CLIMÁTICA REGISTRADA PELO δ 18 O c NO FINAL DO UMG... 40

12 xii 6.2 MUDANÇAS PALEOCEANOGRÁFICAS INFERIDAS ATRAVÉS DA FAUNA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS VARIABILIDADE DA TSM AO LONGO DO HOLOCENO PERIODICIDADES MILENARES E CENTENÁRIAS REGISTRADAS PELO δ 18 O c CONCLUSÕES REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS APÊNDICE... 69

13 13 1. INTRODUÇÃO Como resultado da tectônica do Cenozoico, o Atlântico Sul se tornou a única passagem que conecta as águas do Atlântico Norte com o cinturão de circulação termohalina global. Particularmente, a porção equatorial oeste do Atlântico Sul é uma região-chave para o estudo das variabilidades climáticas, já que ela exporta grandes quantidades de calor e sal para as altas latitudes do hemisfério norte através da Corrente Norte do Brasil (CNB). Ao atingir as regiões ao norte, estas águas perdem seu calor para atmosfera, aumentam sua densidade e consequentemente afundam para retornar ao Atlântico Sul como a Água Profunda do Atlântico Norte (APAN). Contudo, este sistema de circulação oceânica denominado Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC), não apresenta o mesmo comportamento ao longo do tempo. Diversos trabalhos mostram que variabilidades na intensidade da AMOC em escala interanual a decadal têm profundos impactos no clima global (CZESCHEL; MARSHAL; JOHNSON, 2010; SANTOS et al., 2010; MAHAJAN et al., 2011). Uma das forçantes mais importantes que controla a intensidade da AMOC é a entrada no oceano de águas com baixas densidades, oriundas do degelo de calotas ou vindas do continente, já que elas reduzem a formação da APAN. Modelos numéricos conduzidos por Goelzer et al. (2006) para determinar a sensibilidade da AMOC a esta forçante, tanto na região equatorial como nas altas latitudes, produziram a mesma resposta qualitativa: uma anomalia positiva de água doce induz um enfraquecimento da AMOC. Como resultado, as temperaturas da superfície do mar e do ar sobre o Atlântico Norte deveriam diminuir e aquelas sobre o Atlântico Sul deveriam aumentar em resposta a redução do transporte de calor pela AMOC (BARKER et al., 2009). Este mecanismo conhecido como gangorra bipolar termal (do inglês, thermal bipolar seesaw) aponta que a flutuação da temperatura no Atlântico Sul deve se apresentar de maneira inversa aquela no Atlântico Norte (STOCKER; JOHNSEN, 2003). De fato, Pflaumann et al. (2003) identificaram um resfriamento de 12ºC no Atlântico Norte central durante o Último Máximo Glacial (UMG) empregando a assembleia de foraminíferos planctônicos para estimar a temperatura da superfície do mar (TSM). Por outro lado, Niebler et al. (2003), também utilizando a mesma técnica, porém, para a porção oeste do giro subtropical no Atlântico Sul, obtiveram um resfriamento menor na

14 14 ordem de 1-2ºC. Estas mudanças climáticas também são descritas para o Holoceno, onde sedimentos marinhos do Atlântico Norte têm mostrado que os últimos anos do atual interglacial foram pontuados por uma série de eventos frios de escala milenar (BOND et al., 1997). O último destes eventos de resfriamento foi a Pequena Idade do Gelo (~ anos AP) que provocou um intenso período frio sobre o continente europeu e baixas TSMs nas altas latitudes do hemisfério norte (SAENGER et al., 2009). Como as altas e baixas latitudes estão conectadas por processos oceânicos e atmosféricos, os desdobramentos destes intensos resfriamentos sobre o Atlântico Norte propagam-se além do seu impacto regional e tem profundas implicações na reestruturação dos padrões climáticos tropicais (DE MENOCAL et al., 2000). Uma das mais importantes consequências deste gradiente térmico entre o Atlântico Norte e Sul é o deslocamento para sul da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) e alterações na intensidade dos campos de ventos alísios de NE e SE. Estes processos podem ter trazido condições mais úmidas sobre o Nordeste brasileiro e secas na parte norte do continente sul-americano (ARZ; PATZOLD; WEFER, 1998; PETERSON; HAUG, 2006), bem como intensificou a ressurgência de Benguela na costa oeste africana reduzindo as temperaturas em até 6ºC durante o UMG e o Younger Dryas (YD) (DE MENOCAL et al., 2000). Contudo, a maior parte dos estudos sobre a variabilidade da AMOC têm sido focados no Atlântico Norte e observações para entender os impactos do Atlântico Sul neste sistema de circulação são historicamente escassas (DONG et al., 2009). Alterações no comportamento sazonal da CNB podem ter influenciado na exportação de calor em direção ao norte, e, consequentemente, no estabelecimento de ciclos glaciais ao longo do período Quaternário. Portanto, é cientificamente interessante reconstruir o histórico de oscilação da TSM no Atlântico equatorial oeste devido a sua influência no clima regional e de altas latitudes ao longo do tempo geológico.

15 15 2. OBJETIVO 2.2 OBJETIVO GERAL Baseado no pressuposto do item 1, este trabalho tem por objetivo geral reconstruir as variabilidades paleoceanográficas no Atlântico equatorial oeste ao longo dos últimos anos. 2.3 OBJETIVOS ESPECÍFICOS Determinar a composição faunística dos foraminíferos planctônicos ao longo dos perfis sedimentares e empregar as variações de abundância como fonte de interpretações paleoambientais. Utilizar a geoquímica isotópica da carapaça (δ 18 Oc) e a função de transferência (Técnica do Análogo Moderno) para reconstrução da temperatura na região. Comparar os resultados obtidos com outros estudos paleoambientais a fim de determinar se as variabilidades climáticas na região apresentam conexões com eventos em outras latitudes Buscar, para os resultados referentes ao Holoceno, periodicidades marcadas na escala centenária e milenar nos dados de δ 18 Oc e TSM.

16 16 3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA 3.1 FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS Os foraminíferos planctônicos são protistas marinhos, unicelulares e heterotróficos que secretam uma carapaça (testa) de composição calcária (CaCO 3 ) a qual permitiu ao grupo marcar sua presença no registro fossilífero desde o Jurássico (ZERFASS; ANDRADE, 2008). Essa testa geralmente é composta por diversas câmaras que são adicionadas ao longo do crescimento. O número, a textura, o arranjo e a abertura destas câmaras são importantes características taxonômicas (figura 1). Seus tamanhos variam de 100 µm a 1 mm, e, atualmente, existem aproximadamente 40 espécies de foraminíferos planctônicos, o que corresponde apenas a 1% do total de foraminíferos, os outros 99% são constituídos por espécies bentônicas. Este pequeno percentual é dividido em duas famílias: Globigerinidae (formas espinhosas) e Globorotaliidae (formas não-espinhosas) (DOWSETT, 2007). A rápida evolução, desde o Jurássico e ao longo de todo Cenozoico, e a grande sensibilidade a mudanças físicas, químicas e biológicas do ambiente torna os foraminíferos planctônicos indicadores ideais do histórico paleocenográfico e paleoclimático do globo. Atualmente estes organismos tendem a se concentrar nos primeiros 200 m da coluna d água e se distribuem por todas as províncias biogeográficas do planeta, ocorrendo desde áreas congeladas (aproximadamente -1,8ºC) até as regiões mais quentes próximas de 31ºC (BÉ, 1971). As espécies apresentam limites latitudinais de distribuição bem definidos, relacionados principalmente a fatores como a temperatura e a salinidade das águas superficiais dos oceanos, no entanto, outros determinantes como estratificação da coluna d água, CO 2, O 2, distribuição dos organismos simbiontes, predação e disponibilidade de alimento são também seletivos (UFKES; JANSEN; BRUMER, 1998; DONG et al., 2006). Monitoramentos através de redes de plâncton e armadilhas de sedimento mostram que diferentes espécies vivem em diferentes profundidades e a distribuição vertical dos foraminíferos na coluna d água pode mudar diariamente e sazonalmente (EGUCHI et al., 2003; KUROYANAGI; KAWAHATA, 2004; MOHIUDDIN, NISHIMURA; TANAKA, 2005). A diversidade de espécies em geral aumenta em direção aos trópicos, onde uma típica assembleia de oceano aberto apresenta espécies, entre elas estão: Globigerinoides sacculifer, Globigerinoides ruber, Globigerinoides conglobatus, Globorotalia menardii, Globorotalia tumida, Globorotalia crassaformis, Globorotalia truncatulinoides, Globigerina rubescens, Globigerina bulloides, Neogloboquadrina dutertrei, Globigerinella aequilateralis,

17 17 Globigerinita glutinata, Orbulina universa, Candeina nitida, Sphaeroidinella dehiscens e Pulleniatina obliquiloculata. Contudo, estas assembleias de baixa latitude são dominadas por G. ruber e G. sacculifer (DOWSETT, 2007). Devido a propriedades físicas da água, no caso a viscosidade, a carapaça do foraminífero afunda mais rapidamente em águas mais quentes do que em águas frias. Por isso, espécies tropicais tendem a ter carapaças mais finas e porosas, além de aberturas maiores e espinhos bem desenvolvidos para aumentar a flutuabilidade (KENNETT, 1982). Figura 1 Distribuição de algumas espécies modernas de foraminíferos planctônicos: (1) Globorotalia menardii, (2) Pulleniatina obliquiloculata, (3) Globigerinois. sacculifer, (4) Neogloboquadrina dutertrei (forma com dente umbilical) (5) Globigerinoides. ruber, (6) Neogloboquadrina dutertrei, (7) Hastigerina pelagica, (8) Globorotalia. inflata, (9) Globorotalia truncatulinoides, (10) Globigerina falconensis, (11) Neogloboquadrina pachyderma (dextral), (12) Globigerina bulloides, (13) Globigerina quinqueloba, (14) e (15) Globorotalia truncatulinoides (16) e (17) Neogloboquadrina pachyderma ( sinistral). Figura retirada de Kennett (1982).

18 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO NOS FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS Por mais de quatro décadas a composição isotópica do oxigênio do carbonato (δ 18 O c ) tem sido amplamente utilizada para quantificar parâmetros paleoambientais, como temperatura, salinidade e a distribuição de massas d água (NIEBLER et al., 1999; CHIESSI et al., 2007). Urey (1947) foi o primeiro a teorizar que o efeito da temperatura no fracionamento do isótopo do oxigênio entre a água e o carbonato pode fornecer uma importante ferramenta geológica para o estudo do clima. Após o trabalho pioneiro de Urey (1947), muitos avanços foram alcançados através de estudos que analisaram a carapaça de moluscos. A composição isotópica do oxigênio em carapaças carbonática depende da temperatura de calcificação e da composição isotópica da água do mar, que varia através do tempo de acordo com o volume de gelo do planeta, podendo afetar as estimativas de temperatura. Na natureza o oxigênio encontra-se sob a forma de três isótopos estáveis com diferentes distribuições. O 16 O é o mais abundante e corresponde a 99,63% do total. As formas 17 O e 18 O são mais raras e constituem, respectivamente, 0,0375% e 0,1995% do total. Devido a maior diferença de massa e por serem os mais frequentes, a razão entre o 18 O/ 16 O (δ 18 O) é a empregada em estudos paleoclimáticos. O δ 18 O reporta a diferença na composição isotópica entre a amostra analisada e um padrão arbitrário, onde o valor resultante é expresso em partes por mil ( ), segundo a equação (BRADLEY, 1985): Equação 1 Em 1954, Willi Dansgaard demonstrou que os processos de evaporação/precipitação podiam atuar como grandes destiladores, concentrando determinados isótopos de oxigênio durante o ciclo da água (figura 2). Portanto, quando as precipitações de neve nas altas latitudes constroem as calotas de gelo, os processos de fracionamento isotópico relacionados ao balanço de evaporação/precipitação retiram do oceano a forma mais leve do oxigênio (por ela ter a maior pressão de vapor), deixando a água do mar enriquecida em isótopo mais pesado. Consequentemente, foi hipotetizado que durante períodos glaciais, quando as calotas se expandiram, o isótopo de 16 O foi preferencialmente extraído do mar e estocado nas geleiras

19 19 (figura 2). Quando as calotas retraíram-se, este estoque fluiu novamente para os oceanos, retornando para sua composição interglacial (BASSINOT, 2007). Figura 2 - O ciclo hidrológico e sua influência nas razões dos isótopos de oxigênio. Moléculas de água contendo os isótopos mais leves (16O) tem uma maior pressão de vapor e estas moléculas são preferencialmente enriquecidas na fase de vapor, mostrando um δ 18 O menor (>>δ 18 O) do que das águas oceânicas das quais são originadas. Durante processos de precipitação, o fracionamento atua no caminho oposto, deixando o vapor de água restante ainda mais reduzido em 18 O (figura adaptada de BASSINOT, 2007). Emiliani (1955) analisando testas de foraminíferos planctônicos amostrados de diversos testemunhos marinhos encontrou uma variação periódica na razão entre 18 O/ 16 O e interpretou que estas oscilações seriam relacionadas a mudanças entre ciclos glaciais/interglaciais, e consequentemente, ao volume de gelo nos oceanos. O trabalho de Emiliani (1955) mostrou que existiram muito mais glaciações durante o Pleistoceno do que eram cogitadas anteriormente, e propôs uma forma de numerar cada um destes estágios isotópicos marinhos (EIM). Iniciando-se do atual interglacial, o Holoceno, temos o EIM-1 e assim sucessivamente. Dessa forma, os estágios interglaciais são indicados com um número impar e os glaciais com um número par. Assim, durante as fases glaciais, com temperaturas mais frias e grandes volumes de gelo os valores no δ 18 O c serão mais pesados. As estimativas mais precisas para estimar a mudança no δ 18 O da água do mar (δ 18 O água ) entre o UMG e o Holoceno são fornecidas por medidas do δ 18 O da água intersticial e por registros do δ 18 O c de foraminíferos bentônicos. Estes dados mostram que os valores de δ 18 O w no oceano durante o UMG foram 1,05 ± 0,2 mais pesados do que os valores atuais (DUPLESSY; LABEYRIE; WAELBROCK, 2002; SCHRAG et al., 2002). A relação numérica que expressa o equilíbrio isotópico entre o δ 18 O do carbonato (na fórmula abaixo tratado como δ 18 O amostra mas no restante do texto como

20 20 δ 18 O c ), o δ 18 O w e a temperatura foi demonstrada primeiramente na equação de Epstein et al. (1951) Equação 2 Atualmente, a análise do δ 18 O c fornece uma equação de paleotemperatura com uma sensibilidade de aproximadamente 0,2 por ºC (MORTYN; MARTÍNEZ-BOTÍ, 2007). Como o δ 18 O c se baseia em um princípio termodinâmico é esperado que ele seja robusto e insensível a fatores cinéticos secundários. No entanto, existem evidências que alguns destes fatores secundários podem influenciar no seu sinal, tais como a [CO 2-3 ] na água do mar, algas simbiontes e adição de uma câmara gametogênica em maiores profundidades na coluna d água (DUPLESSY; BLANC, 1981; SPERO; LEA, 1993; SPERO et al., 1997). Apesar de algumas incertezas, este método permanece como o proxy mais amplamente utilizado para reconstruções de temperatura devido a sua consistência entre vários tipos de carapaças carbonática. 3.3 FUNÇÕES DE TRANSFERÊNCIA A função de transferência é um método estatístico que emprega a assembleia microfossilífera para reconstruir uma variável ambiental de interesse. Os foraminíferos planctônicos são um dos diversos grupos de microfósseis que podem ser utilizados com este propósito, e a temperatura é o parâmetro ambiental mais buscado quando a função de transferência é executada (MORTYN; MARTÍNEZ-BOTÍ, 2007). O exemplo mais clássico da aplicação da função de transferência foi executada pelo projeto Climate Long-range Investigation, Mapping and Prediction (CLIMAP, 1976, 1981) há mais de 30 anos e foi a primeira reconstrução do clima terrestre durante o UMG. Os resultados obtidos pelo CLIMAP evidenciaram que o UMG, que ocorreu há cerca de anos, representa o mais próximo de uma série de extremos climáticos que caracteriza o clima do Quaternário (KUCERA et al., 2005). A Técnica do Análogo Moderno (TAM) é uma das funções de transferência que podem ser aplicadas na reconstrução de parâmetros ambientais. Esta técnica, introduzida na paleoceanografia por Hutson (1980), procura em um banco de dados moderno por amostras

21 21 que mais se assemelham a assembleia fóssil em questão (figura 3). A variável ambiental pesquisada na assembleia fóssil é então reconstruída baseando-se nos melhores análogos do banco de dados. Os análogos modernos dentro do banco de dados são selecionados de acordo com um coeficiente de dissimilaridade (KUCERA et al., 2005). Ortiz e Mix (1997) reportam que a TAM pode reproduzir erros na ordem de ± 1,5 ºC quando aplicado um banco de dados com uma calibração global. Esse erro diminui com o aumento da especificidade do banco de dados. Como principal corolário, a relação entre o organismo e sua variável ambiental não pode se alterar durante o intervalo da reconstrução paleoceanográfica, já que neste caso haveria uma situação não-análoga. Este caso acontece quando a relação entre o parâmetro ambiental e a assembleia fóssil não está representada no banco de dados moderno. Evidências moleculares e morfométricas sugerem que reconstruções baseadas em banco de dados com foraminíferos planctônicos modernos devem se limitar aos últimos um milhão de anos, a fim de evitar estas divergências (KUCERA et al., 2005). Assembleia fóssil Banco de dados moderno Assembleias Temperatura Índice de dissimilaridade Análogo Moderno Temperaturas reconstruídas Figura 3 - A Técnica do Análogo Moderno para determinação da temperatura a partir da assembleia de foraminiferos planctônicos. As amostras são comparadas com os melhores análogos do banco de dados atual para reconstruir a temperatura através de um índice de dissimilaridade que compara as amostras da assembleia fóssil e do banco de dados. No entanto, a TAM não é a única função de transferência existente para reconstruções paleoclimáticas. Outras técnicas foram desenvolvidas posteriormente a fim de aprimorar os resultados obtidos através da análise envolvendo a assembleia de foraminíferos planctônicos. Entre estas técnicas as mais utilizadas são a SIMMAX, a Revised Analog Method (RAM) e a Artificial Neural Network (ANN). A SIMMAX, desenvolvida por Pflaumann et al. (1996), segue o desenvolvimento geral da TAM, mas difere na maneira como os melhores análogos são definidos e tratados, além disso, sua performance é melhor em áreas de baixa variabilidade do banco de dados. A RAM,

22 22 desenvolvida por Waelbroeck et al. (1998), também deriva da MAT, no entanto, esta técnica amplia o banco de dados através da adição de amostras virtuais obtidas pelo remapeamento do banco de dados. A RAM tem maior capacidade de generalização e é menos dependente do tamanho e da cobertura geográfica do banco de dados da TAM. Estas duas técnicas exibem uma precisão da ordem de 0,8 ± 1,0 ºC A ANN, um método puramente computacional, é a mais moderna das técnicas e seu uso em reconstruções paleoceanográficas foi demonstrado por Malmgren et al. (2001). A ANN consiste de um conjunto de unidades de processamento interconectadas (neurônios) que têm a habilidade de aprendizagem autônoma de uma relação entre dois grupos. Apesar de não ser a análise mais potente, a TAM foi escolhida para este trabalho por sua viabilidade para reconstruções de temperatura. 3.4 PARÂMETROS OCEANOGRÁFICOS A circulação oceânica superficial na porção oeste do Atlântico tropical se inicia com o fluxo do ramo sul da Corrente Sul Equatorial (CSE) em direção a oeste, que é alimentado pela Corrente de Benguela quando esta cruza o meridiano de Greenwich ao sul de 20 ºS alcançando a região do Cabo de São Roque junto à margem brasileira (STRAMMA, 1991). Ao atingir o continente sul-americano, a CSE se bifurca na superfície entre 10 e 14 ºS e forma dois fluxos em direção ao norte, a Corrente Norte do Brasil (CNB) e a Subcorrente Norte do Brasil (SCNB), e um fluxo em direção ao sul, a Corrente do Brasil (CB). A CNB/SCNB é a principal saída de calor e sal do Atlântico Sul em direção ao Atlântico Norte como parte da célula de circulação meridional do Atlântico (STRAMMA; FISCHER; REPPIN, 1995; GONI; JOHNS, 2001). A CB é a corrente de contorno associada ao Giro Subtropical do Atlântico Sul e flui bordejando o continente sul-americano até a região da Convergência Subtropical (SCHOTT, STRAMMA, FISCHER, 1995; CIRANO et. al., 2006). A posição da bifurcação da CSE apresenta um comportamento sazonal, sendo que quando esta se move para o sul (norte) a CNB/SCNB se fortalece (enfraquece) e o transporte da CB reduz (intensifica), além disso em camadas mais profundas a bifurcação da CSE parece ocorrer em latitudes mais ao sul, como mostrado pela figura 4 (RODRIGUES, ROTHSTEIN; WIMBUSH, 2007). Porém o fluxo da CNB apresenta algumas particularidades sazonais em seu padrão de circulação. Quando seu transporte atinge o máximo, entre os meses de Maio a Agosto, parte da CNB se separa da costa do continente sul-americano entre 6 8 ºN e se curva sobre ela mesma, em um processo conhecido como retroflexão da CNB, alimentando

23 23 um fluxo em direção a leste denominado Contra Corrente Norte do Equador (CCNE) (FRANTANTONI; GLICKSON, 2002; FONSECA et. al., 2004). O fluxo de águas cruzando o equador também pode ocorrer na forma de anéis anticiclônicos que contribuem para cerca de 1/3 do transporte de massa inter-hemisférico (figura 5). Geralmente, cerca de cinco a seis anéis são produzidos anualmente, sendo que eles podem alcançar um diâmetro de 450 km, uma profundidade de 2000 m e uma velocidade de 100 cm s -1 (GONI; JOHNS, 2001; FRANTANTONI e GLICKSON, 2002). O transporte da CNB pode eventualmente alcançar o Mar do Caribe, suprindo a Corrente do Golfo (JOHNS et al., 1998; LUX; MERCIER; ARHAN, 2001). O ciclo sazonal das Figura 4 Altura dinâmica anual (x10-1 m² s-2) e fluxo geostrófico em 0, 100, 200, 400, 600 e 800 m. O ponto negro representa o local da bifurcação. A maior parte da variabilidade sazonal da latitude de bifurcação na parte superior da termoclina está associada com mudanças na forçante dos ventos locais devido ao deslocamento norte-sul da ZCIT. Figura retirada de RODRIGUES et al correntes superficiais na região é uma resposta a sazonalidade dos campos de ventos e migração da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (STRAMMA; SCHOTT, 1999;

24 24 WILSON; MASLIN; BURNS, 2011). Durante o verão/outono boreal ocorre a máxima intensidade no transporte da CNB entre as latitudes 0-5ºN, quando a ZCIT e mudanças associadas ao atrito do vento sobre o oceano atingem sua posição mais ao Norte (10 ºN) (JOHNS AND LEE, 1998). Figura 5 Circulação superficial do Atlântico equatorial oeste mostrando o transporte da CNB na forma de anéis e a retroflexão alimentando o transporte da CCNE. O fluxo da CNB é alimentado pela CSE. Quando as águas quentes e salinas provenientes do Atlântico equatorial e da Corrente do Golfo atingem as altas latitudes do Atlântico Norte elas liberam seu calor para atmosfera por evaporação, perdem temperatura, ganham densidade e, consequentemente, afundam (BÖNING et al., 1996). Este processo é responsável por gerar a Água Profunda do Atlântico Norte (APAN) e ocorre nas regiões polares e subpolares do Atlântico Norte, como no Mar do Labrador, entre a Islândia e a Escócia (Iceland-Scotland Overflow Water) e no estreito da Dinamarca (Denmark Strait Overflow Water) (SMETHIE; FINE, 2001) (figura 6). A APAN é transportada pela Corrente Profunda de Contorno Oeste (CPCO) pela margem oeste do Atlântico em profundidades intermediárias à profundas de volta para o Atlântico Sul e para região da Corrente Circumpolar Antártica (GOURIOU et al., 2001; GARZOLLI; MATANO, 2011). No entanto, após 8 ºS o fluxo contínuo da CPCO se quebra e o transporte da APAN é completado pela migração de vórtices (figura 7).

25 25 Figura 6 Esquema ilustrativo mostrando a chegada de águas quentes as regiões polares e subpolares do Atlântico Norte (vermelho). Ao perder calor para atmosfera essas águas afundam e retornam como um fluxo profundo para o Atlântico Sul. O transporte de massa que deixa o Atlântico equatorial em direção ao Atlântico Norte é compensado por duas vias distintas. A primeira, denominada rota da água quente, transporta águas quentes em superfície do Oceano Índico para o Atlântico Sul através da Corrente das Agulhas (BEAL et al., 2011). Outra fonte denominada, rota da água fria, transporta a Água Profunda Antártica do oceano Pacífico pela passagem de Drake, onde ela é convertida em fluxo superficial através de interações oceano-atmosfera (RINTOUL, 1991). Figura 7 - Circulação superficial e profunda no Atlântico equatorial oeste. A seta azul indica o retorno da APAN transportada pela CPCO que tem seu fluxo contínuo quebrado após 8ºS de latitude (DWBC eddies). Figura adaptada de Dengler et al. (2004).

26 26 4. MATERIAIS E MÉTODOS 4.1 ÁREA DE ESTUDO Os três multicores empregados neste estudo são denominados como GS MC-A 17/2, GS MC-B 10/3 e GS MC-C 11/1 e deste ponto em diante serão identificados como MC 17/2, MC 10/3 e MC 11/1, respectivamente. Os testemunhos foram recuperados durante o cruzeiro oceanográfico do projeto RETRO (Response in the tropical Atlantic thermocline waters due to changes in the Atlantic Meridional Overturning Circulation) embarcação G. O. Sars em dezembro de 2007 e suas características estão sumarizadas na tabela 1. A coleta foi feita no talude da margem continental Nordeste do Brasil, próximo aos Estados do Ceará e Rio Grande do Norte (figura 8) com o auxílio de um KC multi-corer modelo equipado com quatro tubos de 110 mm de largura e 600 mm de comprimento. De forma geral, os sedimentos eram constituídos por vasas carbonáticas (foraminíferos e pterópodes) com uma coloração variando de amarelado a marrom amarelado. Tabela 1 Informações referentes aos testemunhos empregados neste trabalho TESTEMUNHO LATITUDE LONGITUDE COMPRIMENTO PROFUNDIDADE MC 17/2 04º12.986S 37º04.518W 20 cm 1000 m MC 10/3 04⁰49.376S 34⁰52.956W 39 cm 939 m MC 11/1 04º45.314S 35º03.351W 37 cm (utilizado os primeiros 16 cm) 728 m

27 27 Figura 8 - Área de estudo e localização dos pontos de coleta. As setas indicam o a direção das principais correntes da região. ITCZ (Austral winter) = ZCIT (posição durante o inverno do Hemisfério Sul), ITCZ (Austral summer) = ZCIT (posição durante o verão do Hemisfério Sul). 4.2 PROCEDIMENTOS LABORATORIAIS Após a coleta cada um dos testemunhos foi aberto por extrusão e subamostrados a cada 0,5 cm. Em seguida, selecionou-se 1 cm³ de sedimento de cada subamostra que foi lavado em peneira com a malha de 63 µm. Após o material menor que 63 µm, o restante foi transferido para placas de Petri e deixado em estufa a 50 ºC por 24/48 h para secagem. Após seco o material passou por seguidos quarteamentos até que um total próximo a 300 espécimes houvesse sido obtido. Após o quarteamento, o material sofreu uma nova peneiragem, dessa vez sobre a malha de 150 µm. Os foraminíferos planctônicos retidos nesta malha foram identificados até o nível específico segundo os trabalhos de Bé (1971) e Kennett e Srinavasam (1983). Foram analisadas um total de 150 amostras. A extrapolação da abundância absoluta dos foraminíferos nas frações trabalhadas para indivíduos por centímetro cúbico (ind.cm -3 ) foi calculada utilizando o número de indivíduos (total e de cada espécie de foraminífero planctônico), a fração trabalhada e o volume de sedimento lavado, segundo a equação (LESSA, 2009): Equação 3

28 28 onde AA é a abundância absoluta, n é o número total de foraminíferos contados, f é a fração quantificada e v é o volume de sedimento lavado. A abundância relativa, que representa a contribuição percentual de uma espécie em relação a toda a assembleia, foi calculada segundo a equação (LESSA, 2009): Equação 4 onde n i é o número total de indivíduos pertencentes a um determinado táxon e n é o número total de foraminíferos planctônicos contados na amostra. Para reconstrução da TSM através da fauna de foraminíferos planctônicos foi aplicado a TAM dentro do software PAST, empregando como banco de dados uma compilação entre resultados dos projetos CLIMAP e MARGO para o Atlântico Sul (n=468). Cada amostra foi comparada com os cinco melhores análogos no banco de dados e a matriz Square Chord foi utilizada como medida de dissimilaridade entre a fauna analisada e aquela presente no banco de dados. A relação entre a temperatura medida e a temperatura reconstruída para o banco de dados em um nível de confiança de 95 % apresentou R² = 0,9807. A análise do isótopo de oxigênio na carapaça (δ 18 O c ) foi baseada no total de 15 indivíduos da espécie Globigerinoides ruber (variedade branca µm). As análises foram executadas no Laboratório de Isótopos Estáveis na Universidade da California, EUA, usando um ICP-MS modelo Finning MAT 252 com uma precisão de ± 0,04. As amostras reagiram em ácido fosfórico (H 3 PO 4 ) 105 % a 90 ºC através de um amostrador automático Gilson Multicarb. Os dados foram computados em VPDB usando o padrão de calcita NBS CRONOLOGIA Para construção do modelo cronológico um total de 14 datações através do método do 14 C foram realizadas empregando uma massa de g da espécie G. ruber (branca). As datações foram realizadas na Universidade do Arizona (EUA) com o auxílio de acelerador de massa (AMS). Com as datações disponíveis o trabalho foi divido em dois intervalos com o objetivo de organizar as interpretações de forma mais adequada. O primeiro intervalo engloba desde o final do Estágio Isotópico Marinho 3 (EIM-3) até o Holoceno médio e foi estudado através do testemunho MC 10/3, com enfoque até anos AP. O segundo intervalo corresponde ao Holoceno, onde foram empregados os testemunhos MC 17/2 e os 16 primeiros centímetros do testemunho MC 11/1 (tabela 2).

29 29 Para a calibração das idades 14 C foram utilizados dois softwares distintos. Para os dados focando o Holoceno (testemunhos MC 17/2 e 11/1) foi empregado o software CLAM (BLAAUW, 2010) que utiliza a estatista Bayesiana, onde as idades 14 C foram calibradas com a curva Marine09 (REIMER et al., 2009) e linearmente interpoladas, utilizando uma correção para o padrão marinho de 400 anos. Com o intuito de produzir uma única curva para todo Holoceno as curvas dos dois testemunhos foram combinadas, já que, de certa forma, os perfis são complementares um ao outro. O perfil MC 11/1 compreende o início e meio do Holoceno, e o perfil MC 17/2 o Holoceno tardio (tabela 2 e figura 9). Este tipo de abordagem foi realizada com sucesso em diversos estudos envolvendo registros marinhos (BUDZIAK et al., 2000; NIELSEN; KOÇ; CROSTA, 2004; SINGH et al., 2011), registros lacustres (ENTERS; KIRCHNER; ZOLITSCHKA, 2006; MAYR et al., 2007) e espeleotemas (STRIKIS et al., 2011). Tabela 2 Datações realizadas nos testemunhos 17/2 e 11/1 que juntos englobam o Holoceno. As calibrações foram feitas através do CLAM (Blaauw, 2010) com a curva Marine09 (Reimer et al., 2009). Código do Laboratóri o Testemunh o Amostra (cm) Idade 14 C BP Erro Idade cal (anos AP) Limite inferior (anos AP) Limite superior (anos AP) AA89721 MC 17/ AA89722 MC 17/ AA89723 MC 17/ AA89724 MC 17/ AA90167 MC 11/ AA90168 MC 11/ AA90169 MC 11/ AA90170 MC 11/

30 Idade (anos AP) 30 Idade (anos AP) Figura 9 - Modelo cronológico para testemunhos MC 17/2 e MC 11/1 construído com o software CLAM (Blaauw, 2010). A cronologia dos dois testemunho foi combinada para gerar um único modelo cronológico para o Holoceno. As idades 14 C foram linearmente interpoladas com a curva Marine09. Fonte: REIMER et al., Para o testemunho MC 10/3 foi empregado o software CALIB 6.0 (STUIVER et al., 1998) também com uma correção global para o padrão marinho de 400 anos, um efeito reservatório regional ΔR = 8 ± 17 anos (ANGULO et al., 2005) e dentro do intervalo de confiança de 2σ (tabela 3 e figura 10), onde as idades foram linearmente interpoladas, porém sem o uso da estatística Bayesiana. As discussões sobre este perfil se concentram no intervalo referente ao UMG. Profundidade (cm) Tabela 3 Datações realizadas no testemunho MC 10/3 que compreende do final do EIM-3 ao Holoceno médio. Código do Laboratório Testemunho Amostra (cm) Idade C BP Erro Idade calibrada Limite inferior Limite superior (anos AP) (anos AP) (anos AP) AA89725 MC 10/ AA90162 MC 10/ AA89726 MC 10/ AA90164 MC 10/ AA90166 MC 10/ AA89727 MC 10/

31 Idade (anos AP) 31 Profundidade (cm) Figura 10 - Modelo cronológico para o testemunho MC 10/3 que foca o UMG. As calibrações foram feitas empregando o software CALIB 6.0 (STUIVER et al., 1998), com um efeito reservatório regional ΔR = 8 ± 17 anos (ANGULO et al., 2005) e dentro do intervalo de confiança de 2σ. 4.4 ANÁLISE ESPECTRAL Afim de detector o conteúdo harmônico nos dados de δ 18 O c e TSM, foi empregada a análise espectral utilizando o programa REDFIT para série de dados temporais desigualmente distribuídos (SCHULZ; MUDELSEE, 2002). Os picos resultantes foram associados a testes de significância baseados em um modelo regressivo de primeira ordem e dispostos com respeito a quatro níveis de confiança: 80, 90, 95 e 99%. Além disso, um espectro de coerência foi desenvolvido usando o programa SPECTRUM (SCHULZ; STATTEGGER, 1999) com o objetivo de determinar se possíveis sinais harmônicos são comumente registrados nos dois tipos de indicadores. Estas análises foram conduzidas apenas para os dados envolvendo o Holoceno, ou seja, para o δ 18 O c e a TSM dos testemunhos MC 17/2 e 11/1 5. RESULTADOS A seguir serão delineados os resultados obtidos para os três testemunhos analisados, iniciando-se pelos dados referentes ao UMG. 5.1 ÚLTIMO MÁXIMO GLACIAL (TESTEMUNHO MC 10/3) Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno

32 32 Para o testemunho MC 10/3 um total de 25 espécies de foraminíferos planctônicos foram identificadas formando uma fauna tipicamente tropical. Todas as contagens referentes as faunas dos testemunhos presentes neste trabalho, bem como a fração trabalhada estão no apêndice. As espécies mais presentes e significativas para interpretações paleoceanográficas tiveram em algum momento abundâncias maiores do que 1%, com exceção de G. inflata (figura 11A), que apesar de pouco abundante é uma importante marcadora bioestratigráfica. As espécies descritas como habitantes de águas quentes e superficiais são representadas por G. ruber (branca e rosa %), Globigerinoides sacculifer (com e sem saco, %) e Globigerinella siphonifera (2 5 %). As espécies relacionadas a profundidade da termoclina foram Globigerina glutinata (2 12 %), Globorotalia menardii (0 4 %), Pulleniatina obliquiloculata (0 1 %) e Neogloboquadrina dutertrei (0 4 %). Dentre as espécies que habitam abaixo da termoclina destacaram-se Globorotalia truncatulinoides (dextral e sinistral 0 4 %) e G. inflata (0 0,6 %) (figura 11A). A principal mudança na fauna de foraminíferos durante o UMG aconteceu no início da fase de degelo em 21 k anos AP, quando a abundância absoluta de indivíduos apresentou um forte aumento saindo de valores da ordem de 5000 carapaças/cm³ para carapaças/cm³ (figura 11A). Esta transição marca um declínio na abundância relativa dos foraminíferos planctônicos relacionados a produtividade (G. glutinata e N. dutertrei) e massas d água profundas (G. truncatulinoides e G. inflata), que foram mais presentes durante o UMG. Os foraminíferos de águas quentes e superficiais apresentaram uma tendência de crescimento após esta transição, sobretudo G. siphonifera e G. menardii. A TSM reconstruída com a TAM apresentou uma temperatura média de 26,6 ºC com uma variação de 2,09 ºC para os últimos 40 kanos AP. As temperaturas foram mais frias entre 40 e 30 anos AP, onde o valor mais baixo foi registrado. A partir de 21 k anos AP a temperatura começa aumentar gradualmente em direção ao presente (figura 11B). Nesta análise somente quatro reconstruções ficaram fora do intervalo de confiança de 95 % da regressão linear (figura 11C).

33 TSM ºC (TAM) TSM ºC (TAM) Idade (k anos AP) 33 Idade (k anos AP) Idade (k anos AP) Idade (k anos AP) Figura 11 - A: abundância relativa das principais espécies de foraminíferos planctônicos do testemunho MC 10/3. B: reconstrução da TSM através da TAM e C: regressão linear das reconstruções obtidas.

34 Isótopos estáveis de oxigênio (δ 18 O c ) O δ 18 O c do foraminífero planctônico G. ruber registrou o período entre 40 e 4,2 anos AP. Os valores foram mais positivos antes de 21 k anos AP, atingindo um máximo de -0,35 em 22,8 anos AP (figura 12). Assim como a fauna de foraminíferos planctônicos, após 21 k anos AP uma forte redução em aproximadamente 1,2 marca o início da fase de degelo que vai até cerca de 10 anos AP. Durante este período de tempo, o δ 18 O c foi mais negativo durante evento Heinrich 1 (H1) e Younger Dryas (YD) e ligeiramente mais positivo durante o Bølling-Allerød (BA) (figura 12). A diferença entre o UMG e o Holoceno foi de 1,46. YD BA H1 UMG Idade (anos AP) Figura 12 - δ 18 O c do testemunho MC 10/3 a partir da espécie de foraminífero planctônico G. ruber (branca µm) para os últimos 40 anos AP. 5.1 HOLOCENO (TESTEMUNHOS MC 17/2 E 11/1) Como explicado na sessão 4.3 o Holoceno será abordado por um registro composto compreendendo dois testemunhos distintos. O testemunho MC 11/1 integra de ~12000 anos AP até ~4200 anos AP e o testemunho MC 17/2 engloba de ~4000 anos AP até 670 anos AP.

35 Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno Um total de 22 espécies de foraminíferos planctônicos foram identificados nos dois testemunhos. As três espécies não identificadas para o Holoceno foram Turborotalia humilis, T. quinqueloba e Globorotalia inflata. Dentre todas as espécies observadas, nove foram mais abundantes e importantes para as interpretações paleoceanográficas (figura 13A). As espécies relacionadas a águas quentes e superficiais são representadas por G. ruber (branca e rosa %), Globigerinoides sacculifer (com e sem saco (5 25 %), Globigerinella siphonifera (2 8 %) e Globigerinella calida (0 2 %). As espécies descritas como habitantes da termoclina foram Globigerina glutinata (2 7 %), Globorotalia menardii (1 10 %), Pulleniatina obliquiloculata (0 4 %) e Neogloboquadrina dutertrei (0 4 %). A única espécie habitante de massas d água profundas com abundância significativa foi Globorotalia truncatulinoides (dextral e sinistral 0 2,5 %). A principal mudança na fauna de foraminíferos ocorre na transição entre o Holoceno médio e tardio, algo em torno de 5 e 4 k anos AP (figura 13A). A TSM reconstruída através da TAM apresentou uma temperatura média de 27,14 ºC com uma variação de 1,78 ºC para todo Holoceno. As temperaturas foram mais frias durante o início e meio do Holoceno, onde as temperaturas tiveram uma maior amplitude. Assim como a fauna de foraminíferos, a TSM demonstrou uma transição durante o Holoceno médio para o tardio onde as temperaturas foram mais quentes (figura 13B). Apenas cinco reconstruções de temperatura ficaram fora do intervalo de confiança de 95 % da regressão linear. Todas estas representam temperaturas extremas e estão inseridas no início e meio do Holoceno. As reconstruções para o Holoceno tardio apresentaram os melhores resultados (figura 13C).

36 TSM ºC (TAM) TSM ºC (TAM) Idade (anos AP) 36 (branca e rosa) Idade (anos AP) Idade (anos AP) Idade (anos AP) Figura 13 - A: abundância relativa das principais espécies de foraminíferos planctônicos dos dois testemunhos que englobam o Holoceno. B: reconstrução da TSM através da TAM e C: regressão linear das reconstruções obtidas.

37 Isótopos estáveis de oxigênio (δ 18 O c ) As análises isotópicas na carapaça do foraminífero planctônico G. ruber (branca µm) também apresentou um comportamento similar a TSM com diferentes tendências para o início, meio e Holoceno tardio, sendo que os valores tornam-se mais negativos em direção ao presente. Os dados apresentaram uma amplitude de 1,08, sendo que os maiores e menores valores ocorrem aproximadamente em 8 k anos AP e 1.5 k anos AP, respectivamente. Os valores médios para cada intervalo do Holoceno foram de -1,2, -1,52 e 1,81, apresentando uma redução média de 0,61 no δ 18 O c em direção ao presente (figura 14). Figura 14 Isótopos estáveis de oxigênio para os testemunhos MC 17/2 e 11/1 que juntos englobam o Holocene. Notar a mudança na escala para valores mais negativos no testemunho MC 17/ Análise espectral A análise espectral para os dados de δ 18 O c e TSM exibiram sinais harmônicos nas escalas centenárias e milenares que se assemelham aos ciclos descritos para o Atlântico Norte e outras regiões e serão discutidos na sessão 6.4 (figura 15 e Tabela 4). Foi possível distinguir dois grupos de periodicidades na escala milenar: k anos e k anos (figura

38 Autoespectro 38 15). No entanto, as periodicidades centenárias foram predominantes para os dois dados e mostraram-se centradas em cinco bandas de ocorrência: (i) ~ 700 anos; (ii) anos; (iii) ~ 390 anos; (iv) ~350 anos e (v) ~ 330 anos (figura 15), sendo que a periodicidade marcada em ~390 foi a mais forte (figura 15). De forma geral, foi possível verificar uma assinatura harmônica muito similar entre δ 18 O c e TSM, que foi reforçada pela análise de coerência associada a um nível de 80% de confiança Picos de coerência em 3.3 e 1.2 k anos (figura 16) são compatíveis as faixas de periodicidades de e k anos, respectivamente (embora seja possível observar um pico de coerência em ~ 1.0 k anos ligeiramente abaixo do nível de confiança de 80%) (Figua 16). Outros picos de coerência na escala centenária foram identificados em (i) ~ 673 anos, (ii) ~551 anos, (iii) ~ 398 anos, (iv) ~326 anos (figura 16). TSM (B) f (10-4 /ano) Figura 15 - Análise espectral apresentando os principais ciclos centenários e milenares contidos nos dados de δ 18 O c (A) e TSM (B) para os testemunhos MC 17/2 e 11/1.

39 39 Tabela 4 Principais periodicidades nas escalas centenárias e milenares identificadas para os dados de δ 18 O c e TSM para os testemunhos MC 17/2 e 11/1. δ 18 O C Picos espectrais (cal yr BP) TSM-TAM Picos espectrais (cal yr BP) Periodicidades milenares Eventos Heinrich kyr 4085 (> 95%) 3838 (> 80%) Eventos D-O kyr 1498 (> 90%) 1212 (> 90%) 1001 (> 90%) Periodicidades centernárias ANO/ Anomalias de salinidade yr yr 691 (> 80%) 569 (> 80%) 391 (> 99%) 351 (> 80%) 328 (> 90%) 562 (> 95%) 390 (> 95%) 352 (> 80%) 329 (> 95%) TSM f (10-4 /ano) Figura 16- Análise espectral de coerência entre os espectros de δ 18 Oc e TSM para os testemunhos MC 17/2 e 11/1.

40 40 6. DISCUSSÃO A seguir serão discutidos os dados obtidos para os três testemunhos empregados. Os itens 6.1 e 6.2 discutem a respeito do UMG (testemunho 10/3). e os itens 6.3 e 6.4 são referentes aos dados do Holoceno (testemunhos MC 17/2 e 11/1). 6.1 TRANSIÇÃO CLIMÁTICA REGISTRADA PELO δ 18 O c NO FINAL DO UMG As análises do δ 18 O c do foraminífero planctônico G. ruber (branca µm) mostraram dois padrões distintos na TSM no Atlântico equatorial Oeste. Estes padrões foram definidos por uma forte transição no δ 18 O c, provavelmente indicando condições mais quentes após 21 k anos AP. A diferença entre o UMG e o Holoceno é de 1,46 e aplicando uma correção para o volume de gelo de 1.0 (SCHRAG; HAMPT; MURRAY, 1996) obtêm-se um aumento da temperatura na ordem de 2 C, o qual está dentro da faixa de outras reconstruções próximas a região (RÜHLEMANN et al., 1999; VINK et al., 2001, LEA et al., 2003). A comparação entre as anomalias do δ 18 O c e da reconstrução da TSM pela TAM (feitas subtraindo a média do valor medido) também evidenciam este aquecimento com anomalias do δ 18 O c mais positivas em sincronia com a TSM (figura 17), portanto, o comportamento do δ 18 O c não pode ser apenas considerado como influência do balanço precipitação/evaporação, ele também reflete um real aumento de temperatura (figura 17). Imediatamente após 21 k anos AP uma acentuada redução nos valores do δ 18 O c até o Holoceno define a fase de degelo. Este abrupto aquecimento durante o degelo reportado no Atlântico equatorial Oeste foi muito similar à tendência de aquecimento registrada pelos testemunhos de gelo da Antártica estudados pelo projeto Byrd ice core (figura 18). Na Antártica, o aumento de temperatura registrado pelo isótopo de oxigênio no início do degelo precedeu o aquecimento da Groelândia em mais de 1000 anos (SOWERS; BENDER, 1995). Assim, o reservatório de calor desenvolvido pelo Atlântico equatorial Oeste e pelo Oceano Austral após 21 k anos AP pode ser pensado como uma característica importante para a recuperação da circulação termohalina após o UMG.

41 Idade (anos AP) 41 Anomalia Idade (anos AP) Anomalia TSM Figura 17 - Anomalia dos dados de δ18oc e TSM pela TAM que demonstra a tendência a valores mais negativos para o isótopo e maiores temperaturas a partir de 21 kanos AP. Durante o degelo, a TSM exibiu um sinal ligeiramente oposto aquele registrado nas calotas da Groelândia, com maiores temperaturas durante o H1 e YD e mais baixas durante o BA (figura 18). Uma possível explicação para esta teleconexão inter-hemisférica está nas variabilidades milenares da circulação termohalina (KNORR; LOHMANN, 2003). A relação assincrônica entre latitudes do Hemisfério Norte e Sul tem levado a um conceito conhecido como gangorra bipolar (bipolar seesaw) que atua redistribuindo o calor dentro do oceano Atlântico (STOCKER; JOHNSEN, 2003). Portanto, a entrada de água doce proveniente do degelo nas altas latitudes do Atlântico Norte durante o H1 e YD diminuiu a intensidade da AMOC, e consequentemente, afetou o transporte de calor em direção ao norte realizado pela CNB, resultando em um amplo aquecimento da porção oeste do Atlântico equatorial. Gil, Keigwing e Abrantes (2009) descreveu um forte aumento na produção de diatomáceas durante o H1 na região das Bermudas, que foi amplificado pela presença de icebergs e núcleos de água fria. Estes autores apontaram que uma redução na AMOC, mas não um desativamento total, durante o H1 e interações com massas d água profundas provenientes do Oceano Austral foram importantes para este incremento na produtividade.

42 42 Em contraste com evidências de um desativamento parcial da AMOC, análises da razão 231 Pa/ 230 Th (McMANUS et al., 2004), um proxy para intensidade da AMOC, mostrou um abrupto aumento na razão para valores 0.093, indicando um desligamento total da circulação termohalina no Atlântico entre 17.5 e 15 k anos AP, similar ao período em que o δ 18 O c exibiu seu valor mais negativo, correlacionado com o H1 (figura 18). O mesmo padrão coerente foi observado para o BA e YD, mostrando um episódio de resfriamento e aquecimento, respectivamente. Uma tendência similar foi apresentada pelo Atlântico Norte tropical pela mensuração das insaturações de alquenona (U K 37) (RÜLHEMANN et al., 1999). (figura 18). Weldeab, Schneider e Kolling (2006) estudou um registro para os últimos anos na mesma área de estudo do presente trabalho e encontrou um aumento não apenas na temperatura, mas também na salinidade em sincronia com o H1 e YD. Weldeab, Schneider e Kolling (2006) argumentam que mudanças no Atlântico equatorial Oeste durante eventos frios do Atlântico Norte foram sincrônicos com um aquecimento nas altas latitudes do Atlântico Sul, implicando que as condições da superfície do mar sobre a região tropical foram amplificadas pelo aquecimento na região do Oceano Austral, bem como pelo aporte de calor e sal via a CSE. Experimentos de modelagem têm demonstrado que um enfraquecimento da circulação termohalina provoca uma resposta significativa em regiões além do oceano Atlântico, incluindo um deslocamento para sul da ZCIT, redução da atividade da célula de Walker sobre o Pacífico tropical e enfraquecimento das monsões de verão na Índia e leste da Ásia (ZHANG; DELWORTH, 2005). Evidências do UMG e da fase de degelo têm apresentado mudanças significativas na posição da ZCIT que foram simultâneas com mudanças climáticas no Atlântico Norte (CHIANG; BIASUTTI, 2003). Um rápido deslocamento para sul da ZCIT poderia contribuir para a relação da temperatura tropical e altas latitudes no Norte durante o UMG e o degelo (LEA et al., 2003). Além disso, a resultante reorganização da circulação atmosférica devido ao deslocamento da ZCIT afeta as correntes superficiais na área de estudo, causando uma redução no transporte de calor inter-hemisférico e fortalecimento da retroflexão da CNB que alimenta a CCNE (WILSON; MASLIN; BURNS, 2011). Estas oscilações na posição da ZCIT também induziram mudanças nos regimes de precipitação de muitas regiões tropicais no Norte e no Sul. Os períodos mais úmidos do Nordeste brasileiro são relacionados com eventos frios do Hemisfério Norte (figura 19) e permitiram intercâmbios florísticos entre a vegetação do nordeste e a Amazônia (BEHLING; ARZ; WEFER, 2000; WANG et al., 2004). Por outro lado, na parte mais ao norte da América do Sul, a redução no aporte de detritos fluviais na Bacia de Cariaco durante eventos frios no

43 Forte Fraca 43 Atlântico Norte também indica um deslocamento para sul da ZCIT e seu cinturão de atividade convectiva, provocando condições mais secas na área (PETERSON; HAUG, 2006). Um comportamento similar foi registrado pelo sistema de monsões do leste da Ásia, onde períodos de eventos frios sobre a Groelândia são sincrônicos a uma menor atividade do sistema de monsões (WANG et al., 2004). Portanto, o calor retido no Atlântico equatorial Oeste ao longo do período de degelo, devido a redução na atividade da AMOC, reforçou o gradiente de temperatura entre as latitudes ao norte e ao sul, afetando os padrões de circulação oceano-atmosfera e causando uma ampla reorganização no sistema climático. Idade (k anos AP) Frio Quente Idade (k anos AP) Figura 18 - A: Testemunho de gelo da Groelândia (δ 18 O GISP2) (GROOTES et al., 1993). B: Testemunho de gelo da Antártica (δ 18 O Byrd) (BLUNIER et. al., 1998). C: Razão radiogênica entre o 231 Pa/ 230 Th indicando a atividade da AMOC (MCMANUS et al., 2004). D: Conteúdo de alquenona C37 do Atlântico tropical Oeste

44 44 (RÜLHEMANN et al., 1999). E: O registro do δ 18 Oc do testemunho MC 10/3. As áreas destacadas indicam o UMG (LGM), o H1, BA e YD. Anomalia de precipitação Figura 19 Resultados de modelagem obtidos por Zhang e Delworth (2005) para a anomalia anual média de precipitação. Notar a forte anomalia positiva de precipitação sobre a área de estudo e o nordeste brasileiro, que seria causado por um enfraquecimento da circulação meridional no Atlântico. 6.2 MUDANÇAS PALEOCEANOGRÁFICAS INFERIDAS ATRAVÉS DA FAUNA DE FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS A assembleia de foraminíferos planctônicos varia em resposta as condições hidrográficas da coluna d água, principalmente quanto a TSM e a biomassa fitoplanctônica (SCHIEBEL; HEMLEBEN, 2000). No Atlântico equatorial Oeste duas condições distintas da coluna d água foram identificadas ao longo dos anos e o limite entre estes cenários acompanha a transição do δ 18 O c em 21 k anos AP. O primeiro cenário, que vai da base do testemunho MC 10/3 até 21 k anos AP, pode ser descrito como uma fase mais fria, já que as abundâncias relativas dos foraminíferos relacionados a produtividade e massas d água profundas apresentaram suas maiores ocorrências (figura 20). Entre as espécies relacionadas à produtividade destacaram-se G. glutinata e N. dutertrei. Nas altas latitudes do Atlântico Norte, G. glutinata frequentemente apresenta abundância máxima em resposta ao incremento fitoplanctônico durante a primavera (SCHIEBEL; HEMLEBEN, 2000). Outros trabalhos também têm demonstrado características similares para esta espécie, onde ela é reportada como uma habitante da termoclina em profundidades entre m (SCHIEBEL; HEMLEBEN, 2000; SCHUMUKER; SCHIEBEL, 2002; KUROYANAGI; KAWAHATA, 2004; LONČARIĆ et al., 2006). Devido

45 45 a estas características, a temperatura pode ter uma menor influência na distribuição da G. glutinata (KUROYANAGI; KAWAHATA, 2004). A espécie N. dutertrei também é considerada como uma habitante da termoclina e próxima do máximo da clorofila em áreas de ressurgência (KUROYANAGI e KAWAHATA, 2004; TEDESCO et al., 2007). Baseado nestas preferências ecológicas recentes é possível assumir que as altas abundâncias de G. glutinata e N. dutertrei durante o UMG no Atlântico equatorial Oeste é uma resposta a uma coluna d água menos estratificada, mais fria e com maior produtividade primária (figura 20). Estas características podem ter sido influencias por campos de ventos SE mais fracos, que reduziria o empilhamento da CSE próximo a costa do continente sul-americano. Além disso, campos de ventos SE mais fracos podem ter favorecido o transporte eólico de partículas do continente para o oceano, já que esta é uma das possíveis vias de entrada de material continental na área de estudo (ARZ; PATZOLD; WEFER, 1999). Estas partículas, portando, poderiam atuar na fertilização da coluna d água, aumentando a produtividade primária durante o UMG. Uma menor extensão na estratificação da coluna d água também é indicada pela presença de espécies habitantes de águas profundas G. truncatulinoides (dextral e sinistral) e G. inflata, que tiveram suas abundâncias mais altas também durante o UMG (figura 20). Estas espécies são conhecidas por se deslocar para maiores profundidades durante seus ciclos de vida, onde elas continuam acumulando massa (LOHMANN, 1995; MULITZA et al. 1997). Análises do δ 18 O c destas espécies indicam uma profundidade de calcificação entre 200 e 400 m (CHIESSI et al. 2007) ou até em 600 m (LONČARIĆ et al., 2006). Estas migrações verticais foram intensificadas por uma coluna d água mais homogênea e pela expansão das massas de água profundas em resposta a uma menor TSM na área de estudo. Uma redução na estratificação do oceano durante o UMG, observada pelos valores do Δδ 18 O c (G. truncatulinoides G. sacculifer) próximo a foz do rio Amazonas, indicam um aumento no grau de mistura vertical na coluna d água em climas mais frios (WILSON; MASLIN; BURNS, 2011).

46 Idade (k anos AP) 46 Idade (k anos AP) FP Absoluto.cm -3 Figura 20 Abundância relativa (%) das espécies relacionadas a produtividade e profundidade comparada ao δ 18 O c e a abundância absoluta de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 10/3. O segundo cenário, que se inicia em 21 k anos AP e engloba a fase de degelo e parte do Holoceno, é marcado pela forte transição no δ 18 O c e pela redução de todas as espécies ligadas a produtividade e profundidade, sobretudo G. glutinata e G. inflata, e um forte aumento da abundância total de foraminíferos/cm³ (figura 20). De 21 k anos AP para o presente, as espécies habitantes da superfície G. ruber, G. sacculifer e G. siphonifera (RAVELO; FAIRBANKS; PHILANDER, 1990) aumentaram sua abundância no registro, especialmente G. siphonifera (figura 21). A mudança na fauna a partir do degelo pode ser explicada por um aumento no gradiente de pressão W-E que intensificou os campos de ventos SE (GASSE et al., 2008) e fortaleceu a CSE, transportando mais águas quentes para o Atlântico equatorial Oeste. O aumento na TSM sustentou o crescimento das espécies superficiais, mas reduziu a profundidade da termoclina e estabeleceu condições mais estratificadas na coluna d água. Alguns quilômetros a noroeste da área de estudo, o δ 18 O c do foraminífero bentônico Cibicidoides wuellerstorfi mostrou um rápido aumento em profundidade intermediárias durante o degelo, especialmente durante o H1 e o YD (RÜHLEMANN et al., 2004). Estas observações sugerem que uma redução na AMOC simultânea com eventos frios no Atlântico Norte foi acompanhado por um rápido aquecimento na superfície e em profundidades intermediárias no Atlântico equatorial Oeste.

47 Idade (k anos AP) 47 Idade (k anos AP) FP Absoluto.cm -3 Figura 21 - Abundância relativa (%) das espécies relacionadas a massas d água quentes e superficiais comparada ao δ 18 O c e a abundância absoluta de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 10/3. A reaparição da espécie G. menardii, frequentemente empregada como um indicador de intervalos interglaciais, foi registrada muito antes daquela frequentemente descrita para regiões mais ao sul da costa brasileira em aproximadamente anos AP (PORTILHO- RAMOS; RIOS NETTO; BARBOSA, 2006; CREMER et al., 2007) (figura 22). O ressurgimento da G. menardii na área de estudo foi identificado imediatamente após 21 k anos AP, o que reforça as indicações de condições mais quentes no início da fase de degelo. Segundo Knorr e Lohmann, 2003, o único local capaz de reinserir a espécie G. menardii no Atlântico depois do UMG é ao redor do Cabo da Boa Esperança, e portanto, o recuo do gelo na região da Corrente das Agulhas no fim do UMG pode ter contribuído para a retomada da circulação termohalina no Atlântico. Picos na Corrente das Agulhas ocorreram durante a fase de degelo, quando o volume de gelo nas calotas ainda era muito substancial, sugerindo que a Corrente das Agulhas pode ter tido um papel em iniciar a reativação da AMOC (PEETERS et al., 2004). Se esta hipótese for correta, a abundância da espécie G. menardii (figura 22) demonstra que a reativação da Corrente das Agulhas ocorreu substancialmente antes da efetiva transição glacial/interglacial, iniciando-se no começo da fase de degelo.

48 Idade (k anos AP) 48 Idade (k anos AP) FP Absoluto.cm -3 Figura 22 - Abundância relativa (%) da espécie G. menardii comparada ao δ 18 O c e a abundância absoluta de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 10/3. Baseado nisto, é possível considerar que o recuo do gelo do UMG no Oceano Austral precedeu o recuo do gelo do Atlântico Norte, e o consequente transporte de massa para o Atlântico Sul através da Corrente das Agulhas, como evidenciado pelo aumento da TSM e pelo reaparecimento da G. menardii (figura 22), prevaleceu sobre a influência da descarga de água doce, que reduzia a produção da APAN. Estas mudanças induziram uma abrupta reativação do modo interglacial da AMOC ao fim da fase de degelo. O transporte de águas quentes a partir do Oceano Índico através da Corrente das Agulhas pode ter alcançado o Atlântico equatorial Oeste via a CSE, o que afetou a TSM e a estrutura da coluna d água e direcionou a transição nos valores do δ 18 O c e na fauna de foraminíferos planctônicos. Estas mudanças ao fim de período de degelo foram determinantes para o desenvolvimento do clima Holocênico na região, que será abordado nos próximos dois tópicos. 6.3 VARIABILIDADE DA TSM AO LONGO DO HOLOCENO Após o YD, a entrada de material terrígeno provindo do continente para o talude da margem Nordeste do Brasil foi consideravelmente reduzida, se comparado com o UMG (JAESCHKE et al., 2007), indicando que a gradual diminuição dos valores de δ 18 O c durante o

49 49 Holoceno não foi influenciado pela entrada de uma água isotopicamente mais leve provinda do continente. Como não existe a componente do volume de gelo para o Holoceno (GUILDERSON; PAK, 2007), é plausível considerar que o sinal do δ 18 O c responde a TSM e ao balanço de precipitação/evaporação. Uma redução media de 0.61 no δ 18 O c geraria um aumento na TSM de quase 3ºC, levando em consideração a fórmula 0.2 per ºC (RÜHLEMANN et al., 2004), o que não é verdadeiro para o Holoceno. A TSM reconstruída baseada na TAM mostrou que o aumento de temperatura do início para o Holoceno tardio foi ligeiramente maior que 1 ºC (figura 23). Assim, podemos assumir que a diferença entre os dois métodos de reconstrução reside na influência do balanço evaporação/precipitação sobre a salinidade, e consequentemente, sobre o δ 18 O da água do mar na região. Apesar disso, é possível notar que existe uma tendência de aquecimento ao longo do Holoceno para o Atlântico equatorial Oeste, como foi evidenciado pelo acoplamento do δ 18 O c com a TAM (figura 23). O aumento na TSM calculado pela TAM provavelmente foi influenciado pelas espécies G. sacculifer, G. menardii e P. obliquiloculata que tiveram suas abundâncias relativas aumentadas, e também pelo desaparecimento da G. truncatulinoides. A tendência geral de aquecimento do início para o Holoceno tardio no Atlântico equatorial Oeste foi acompanhado pelo resfriamento na parte leste do Atlântico Norte, no Mar Mediterrâneo (MARCHAL et al., 2002) e na calota de gelo da Groelândia (VINTHER et al., 2009). Simulações a partir de modelos (MAYEWSKI et al., 2004; LORENZ et al., 2006) mostraram que mudanças nos ciclos de precessão e obliquidade causaram uma variação na distribuição da energia solar, e que a mais proeminente dessas alterações seria uma redução na insolação de verão no Hemisfério Norte, acompanhada por um aumento na insolação de inverno no Hemisfério Sul. Esta mudança pode explicar a principal transição no sinal do δ 18 O c, principalmente durante o Holoceno médio (figura 23). Neste intervalo, o sistema climático sofreu uma ampla reorganização em sua variabilidade devido à forçantes orbitais e redistribuição da energia solar em escalas de tempo milenares (WANNER et al. 2008; WIRTZ et al. 2010).

50 50 Idade (anos AP) TSMTAM Idade (anos AP) Figura 23 - Comparação entre a insolação anual em 15 ºN em W/m² e a TSM do Atlântico equatorial Oeste reconstruída pelo δ 18 O c e pela TAM para os testemunhos MC 17/2 e 11/1 onde a principal transição está no Holoceno médio. A redução na insolação de verão no Hemisfério Norte levou a um maior aquecimento nas latitudes ao sul, acentuou o gradiente de temperatura entre os hemisférios e causou um deslocamento para o sul da ZCIT, sobretudo durante o verão do Hemisfério Sul. Este fato, registrado em diversas reconstruções climáticas trouxe condições secas/frias sobre regiões tropicais do Hemisfério Norte, tais como o sudoeste mexicano, sul e noroeste da China e na bacia de Cariaco (HAUG et al., 2001; WANG et al., 2005; YU et al., 2006; BERNAL et al., 2011). Por outro lado, o deslocamento para Sul da ZCIT provocou condições úmidas sobre grande parte do continente sul-americano, especialmente nas regiões sobre influência do Sistema de Monsões da América do Sul (SMAS) (figura 24).

51 51 Figura 24 Precipitação média para os meses de Dezembro/Janeiro/Fevereiro (em mm) de 1979 a 2000 para as regiões do Brasil afetadas pelo SMAS. Figura adaptada de CRUZ et al. (2009). Dahl, Brocolli e Stouffer (2005) e Broccoli, Dahl e Stouffer (2006) demonstraram através de um modelo de circulação oceano/atmosfera que a redução na densidade das águas nas altas latitudes do Hemisfério Norte pelo degelo das calotas induziu não apenas anomalias na TSM do Atlântico equatorial e deslocamentos na ZCIT, mas também aumentou o transporte de umidade do Atlântico equatorial em direção a América do Sul pelo fortalecimento do campo de ventos NE. Este transporte de umidade durante fases de menor densidade nas águas do Atlântico Norte pode intensificar os regimes de precipitação sobre o continente, como foi demonstrado por Baker et al. (2005) e Ekdahl et al. (2008) nos Andes bolivianos e peruanos, ou mesmo em latitudes mais ao sul através da modulação do sistema climático tropical sobre a intensidade da célula de Hadlley (LAMY et al., 2001). Poore et al. (2003) reportou uma diminuição na abundância de G. sacculifer no Golfo do México a partir de 6 anos AP e atribuíram isto a um posicionamento mais ao sul da ZCIT que reduziu o transporte das águas superficiais do Caribe para dentro do Golfo. Concomitantemente, a espécie G. sacculifer dos testemunhos MC 17/2 e 11/1 apresentou maiores abundâncias a partir de 6 anos AP e isto pode indicar que o deslocamento para sul da ZCIT ao longo do Holoceno favoreceu o transporte de águas quentes e salinas para o Atlântico equatorial Oeste, principalmente após o Holoceno médio e reduziu o transporte do calor em direção ao Atlântico Norte durante o Holoceno tardio.