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1
UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINESE
PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOQUÍMICA AMBIENTAL
THIAGO PEREIRA DOS SANTOS
VARIAÇÕES DA TEMPERATURA DO ATLÂNTICO EQUATORIAL OESTE AO
LONGO DOS ÚLTIMOS 40.000 ANOS
NITERÓI
2013
ii
THIAGO PEREIRA DOS SANTOS
VARIAÇÕES DA TEMPERATURA DO ATLÂNTICO EQUATORIAL OESTE AO
LONGO DOS ÚLTIMOS 40.000 ANOS
Orientadora:
Prof. ª Dr.ª Ana Luiza Spadano Albuquerque
NITERÓI
2013
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.
iii
S237 Santos, Thiago Pereira dos.
Variações da temperatura do atlântico equatorial oeste ao longo dos últimos 40.000 anos/ Thiago Pereira dos Santos. – Niterói : UFF. Programa de Geoquímica, 2013.
78 f. : il. color. ; 30 cm.
Dissertação (Mestrado em Geociências - Geoquímica Ambiental) - Universidade Federal Fluminense, 2013. Orientador: Profª Drª Ana Luiza Spadano Albuquerque.
1. Isótopo estável. 2. Foraminífero planctônico. 3. Paleoceanográfia. 7. Produção intelectual. I. Título.
CDD 551.7
iv
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!
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)
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 inter-
hemisférica 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 40.000 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 (δ18
Oc) do foraminífero planctônico Globigerinoides ruber
(branco 250 – 300 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 δ18
Oc, 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 δ18
Oc 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 4.1 – 3.8 kyr, 1.5 – 1.0 kyr, ~
700 yr, 570 – 560 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.
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 (δ18
Oc) of planktonic foraminifera Globigerinoides ruber (white 250 – 300
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 4.1 – 3.8 kyr, 1.5 – 1.0 kyr, ~ 700 yr, 570 – 560 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.
ix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 . ................................................................................................................................... 17
Figura 2 . ................................................................................................................................... 19
Figura 3 .................................................................................................................................... 21
Figura 4 .................................................................................................................................... 23
Figura 5 . ................................................................................................................................... 24
Figura 6 .................................................................................................................................... 25
Figura 7 .................................................................................................................................... 25
Figura 8 .................................................................................................................................... 27
Figura 9 .................................................................................................................................... 30
Figura 10 . ................................................................................................................................. 31
Figura 11 .................................................................................................................................. 33
Figura 12 ................................................................................................................................... 34
Figura 13 ................................................................................................................................... 36
Figura 14 .................................................................................................................................. 37
Figura 15 .................................................................................................................................. 38
Figura 16 .................................................................................................................................. 39
Figura 17 .................................................................................................................................. 41
Figura 18 ................................................................................................................................... 43
Figura 19 ................................................................................................................................... 44
Figura 20 ................................................................................................................................... 46
Figura 21 ................................................................................................................................... 48
Figura 23 ................................................................................................................................... 50
Figura 24 ................................................................................................................................... 51
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
δ18Oc – Razão
18O/
16O no carbonato
xi
SUMÁRIO
RESUMO ................................................................................................................................. vii
ABSTRACT ............................................................................................................................ viii
LISTA DE FIGURAS ............................................................................................................... ix
LISTA DE ABREVIAÇÕES ..................................................................................................... x
1 INTRODUÇÃO ................................................................................................................... 13
2 OBJETIVO .......................................................................................................................... 15
2.2 OBJETIVO GERAL ........................................................................................................... 15
2.3 OBJETIVOS ESPECÍFICOS ............................................................................................. 15
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ...................................................................................... 16
3.1 FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS ............................................................................ 16
3.2 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO NOS FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS . 18
3.3 FUNÇÕES DE TRANSFERÊNCIA .................................................................................. 20
3.4 PARÂMETROS OCEANOGRÁFICOS ............................................................................ 22
4 MATERIAIS E MÉTODOS ............................................................................................... 26
4.1 ÁREA DE ESTUDO .......................................................................................................... 26
4.2 PROCEDIMENTOS LABORATORIAIS ......................................................................... 27
4.3 CRONOLOGIA .................................................................................................................. 28
4.4 ANÁLISE ESPECTRAL .................................................................................................... 31
5 RESULTADOS .................................................................................................................... 31
5.1 ÚLTIMO MÁXIMO GLACIAL (TESTEMUNHO MC 10/3) .......................................... 31
5.1.1 Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno ......................................... 31
5.1.2 Isótopos estáveis de oxigênio (δ18
Oc) .............................................................................. 34
5.1 HOLOCENO (TESTEMUNHOS MC 17/2 E 11/1) .......................................................... 34
5.1.1 Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno ......................................... 35
6 DISCUSSÃO ........................................................................................................................ 40
6.1 TRANSIÇÃO CLIMÁTICA REGISTRADA PELO δ18
Oc NO FINAL DO UMG ........... 40
xii
6.2 MUDANÇAS PALEOCEANOGRÁFICAS INFERIDAS ATRAVÉS DA FAUNA DE
FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS .................................................................................. 44
6.3 VARIABILIDADE DA TSM AO LONGO DO HOLOCENO ......................................... 48
6.4 PERIODICIDADES MILENARES E CENTENÁRIAS REGISTRADAS PELO δ18
Oc .. 52
7 CONCLUSÕES .................................................................................................................... 55
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................. 57
APÊNDICE ............................................................................................................................. 69
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
ordem de 1-2ºC. Estas mudanças climáticas também são descritas para o Holoceno, onde
sedimentos marinhos do Atlântico Norte têm mostrado que os últimos 11.000 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 (~100 – 450 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
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 40.000
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 (δ18
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 δ18
Oc e TSM.
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 (CaCO3) 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, CO2, O2,
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 25-30 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
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
3.2 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO NOS FORAMINÍFEROS PLANCTÔNICOS
Por mais de quatro décadas a composição isotópica do oxigênio do carbonato (δ18
Oc) 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 (δ18
O) é a
empregada em estudos paleoclimáticos. O δ18
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):
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
Equação 1
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 δ18
O menor (>>δ18
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 δ18
Oc serão mais pesados. As estimativas mais precisas para estimar a mudança
no δ18
O da água do mar (δ18
Oágua) entre o UMG e o Holoceno são fornecidas por medidas do
δ18
O da água intersticial e por registros do δ18
Oc de foraminíferos bentônicos. Estes dados
mostram que os valores de δ18
Ow 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 δ18
O
do carbonato (na fórmula abaixo tratado como δ18
Oamostra mas no restante do texto como
20
δ18
Oc), o δ18
Ow e a temperatura foi demonstrada primeiramente na equação de Epstein et al.
(1951)
Atualmente, a análise do δ18
Oc fornece uma equação de paleotemperatura com uma
sensibilidade de aproximadamente 0,2 ‰ por ºC (MORTYN; MARTÍNEZ-BOTÍ, 2007).
Como o δ18
Oc 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 [CO32-
] 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 21.000
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
Equação 2
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).
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,
Assembleia fóssil
Banco de dados modernoAssembleias | Temperatura
Índice de dissimilaridade
Análogo Moderno
Temperaturas reconstruídas
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
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. 2007.
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
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
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
4. MATERIAIS E MÉTODOS
4.1 ÁREA DE ESTUDO
Os três multicores empregados neste estudo são denominados como GS07-150 MC-A
17/2, GS07-150 MC-B 10/3 e GS07-150 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 72.000 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
MC 10/3
MC 11/1
04º12.986S
04⁰49.376S
04º45.314S
37º04.518W
34⁰52.956W
35º03.351W
20 cm
39 cm
37 cm (utilizado os
primeiros 16 cm)
1000 m
939 m
728 m
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
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):
onde ni 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 (δ18
Oc) foi baseada no total de 15 indivíduos
da espécie Globigerinoides ruber (variedade branca 250 – 300 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 (H3PO4) 105 % a 90 ºC através de um amostrador automático Gilson
Multicarb. Os dados foram computados em VPDB usando o padrão de calcita NBS-19.
4.3 CRONOLOGIA
Para construção do modelo cronológico um total de 14 datações através do método do 14
C
foram realizadas empregando uma massa de 5.10-3
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 10.000 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).
Equação 4
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 17/2 2 1528 47 1070 943 1243
AA89722 MC 17/2 5.5 2166 47 1765 1583 1914
AA89723 MC 17/2 10 2644 47 2269 2115 2463
AA89724 MC 17/2 19.5 4369 50 4510 4334 4759
AA90167 MC 11/1 2 4958 39 5295 5122 5440
AA90168 MC 11/1 5 7008 70 7500 7304 7678
AA90169 MC 11/1 10 8922 79 9540 9340 9977
AA90170 MC 11/1 15 10449 91 11615 11208 12076
30
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., 2009.
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.
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 14
C BP
Erro Idade
calibrada
(anos AP)
Limite
inferior
(anos AP)
Limite
superior
(anos AP) AA89725 MC 10/3 2 7429 53 7910 7755 7995
AA90162 MC 10/3 10.5 19320 230 22500 22048 23363
AA89726 MC 10/3 15 26790 230 31040 30590 31277
AA90164 MC 10/3 25.5 27105 261 31190 30848 31482
AA90166 MC 10/3 35.5 31961 1045 36300 34120 34362
AA89727 MC 10/3 39 36450 750 41200 39312 42252
Profundidade (cm)
Idad
e (a
no
s A
P) Id
ade (an
os A
P)
31
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 δ18
Oc 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 δ18
Oc 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)
5.1.1 Foraminíferos planctônicos e Técnica do Análogo Moderno
Idad
e (a
nos
AP
)
Profundidade (cm)
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 55 – 75 %), Globigerinoides sacculifer (com e sem saco, 12 – 24
%) 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 20000 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
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.
Idade (k anos AP) Idade (k anos AP)
Idad
e (k
an
os
AP
) Id
ad
e (k a
nos A
P)
TS
M º
C (
TA
M)
TS
M º
C (
TA
M)
34
5.1.2 Isótopos estáveis de oxigênio (δ18
Oc)
O δ18
Oc 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 δ18
Oc 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 ‰.
Figura 12 - δ18
Oc do testemunho MC 10/3 a partir da espécie de foraminífero planctônico G. ruber
(branca 250 - 300 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.
Idade (anos AP)
YD BA
H1 UMG
35
5.1.1 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 50 –
75 %), 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
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.
Ida
de
(an
os
AP
)
Idad
e (an
os A
P)
TS
M º
C (
TA
M)
TS
M º
C (
TA
M)
Idade (anos AP) Idade (anos AP)
(branca e rosa)
37
5.1.2 Isótopos estáveis de oxigênio (δ18
Oc)
As análises isotópicas na carapaça do foraminífero planctônico G. ruber (branca 250 –
300 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 δ18
Oc 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 17/2.
5.1.3 Análise espectral
A análise espectral para os dados de δ18
Oc 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: 4.1 – 3.8 k anos e 1.5 – 1.0 k anos (figura
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) 570 – 560 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
δ18
Oc 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 4.1 – 3.8 e 1.5 – 1.0 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).
Figura 15 - Análise espectral apresentando os principais ciclos centenários e milenares contidos nos dados de
δ18
Oc (A) e TSM (B) para os testemunhos MC 17/2 e 11/1.
Au
toes
pec
tro
f (10-4
/ano)
TSM
(B)
39
Tabela 4 – Principais periodicidades nas escalas centenárias e milenares identificadas para os
dados de δ18
Oc e TSM para os testemunhos MC 17/2 e 11/1.
δ
18OC
Picos espectrais
(cal yr BP)
TSM-TAM
Picos espectrais
(cal yr BP)
Periodicidades
milenares
Eventos
Heinrich 3.0 – 8.5 kyr 4085 (> 95%) 3838 (> 80%)
Eventos D-O 1.0 – 1.5 kyr 1498 (> 90%) 1212 (> 90%)
1001 (> 90%)
Periodicidades
centernárias
400 – 750 yr 691 (> 80%)
569 (> 80%) 562 (> 95%)
ANO/
Anomalias
de salinidade
360 – 290 yr
391 (> 99%)
351 (> 80%)
328 (> 90%)
390 (> 95%)
352 (> 80%)
329 (> 95%)
Figura 16- Análise espectral de coerência entre os espectros de δ
18Oc e TSM para os testemunhos MC 17/2 e
11/1.
f (10-4
/ano)
TSM
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 δ18
Oc NO FINAL DO UMG
As análises do δ18
Oc do foraminífero planctônico G. ruber (branca 250 – 300 µm)
mostraram dois padrões distintos na TSM no Atlântico equatorial Oeste. Estes padrões foram
definidos por uma forte transição no δ18
Oc, 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 δ18
Oc e da reconstrução da TSM pela TAM (feitas
subtraindo a média do valor medido) também evidenciam este aquecimento com anomalias do
δ18
Oc mais positivas em sincronia com a TSM (figura 17), portanto, o comportamento do
δ18
Oc 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 δ18
Oc 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
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.
Anomalia
Anomalia TSM
Idad
e (a
nos
AP
)
Idad
e (an
os A
P)
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
δ18
Oc 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 (UK
37) (RÜLHEMANN et al., 1999).
(figura 18). Weldeab, Schneider e Kolling (2006) estudou um registro para os últimos 20.000
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
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.
Figura 18 - A: Testemunho de gelo da Groelândia (δ18
O GISP2) (GROOTES et al., 1993). B: Testemunho de
gelo da Antártica (δ18
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
Idade (k anos AP)
Idade (k anos AP)
Fra
ca
Forte
Frio
Q
uen
te
44
(RÜLHEMANN et al., 1999). E: O registro do δ18
Oc do testemunho MC 10/3. As áreas destacadas
indicam o UMG (LGM), o H1, BA e YD.
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 40.000 anos e o limite entre estes cenários
acompanha a transição do δ18
Oc 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 130 – 150 m (SCHIEBEL; HEMLEBEN, 2000; SCHUMUKER;
SCHIEBEL, 2002; KUROYANAGI; KAWAHATA, 2004; LONČARIĆ et al., 2006). Devido
Anomalia de precipitação
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 δ18
Oc 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 Δδ18
Oc (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
Figura 20 – Abundância relativa (%) das espécies relacionadas a produtividade e profundidade comparada ao
δ18
Oc 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 δ18
Oc 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 δ18
Oc 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.
Ida
de (
k a
no
s A
P)
Ida
de (k
an
os A
P)
FP Absoluto.cm-3
47
Figura 21 - Abundância relativa (%) das espécies relacionadas a massas d’água quentes e superficiais
comparada ao δ18
Oc 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 12.000 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.
Ida
de
(k a
no
s A
P) Id
ad
e (k a
no
s AP
)
FP Absoluto.cm-3
48
Figura 22 - Abundância relativa (%) da espécie G. menardii comparada ao δ18
Oc 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 δ18
Oc 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 δ18
Oc durante o
FP Absoluto.cm-3
Ida
de
(k a
no
s A
P) Id
ad
e (k a
no
s AP
)
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 δ18
Oc responde a TSM e
ao balanço de precipitação/evaporação.
Uma redução media de 0.61 ‰ no δ18
Oc 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 δ18
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 δ18
Oc 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
δ18
Oc, 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
Figura 23 - Comparação entre a insolação anual em 15 ºN em W/m² e a TSM do Atlântico equatorial Oeste
reconstruída pelo δ18
Oc 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).
Idade (anos AP)
Idade (anos AP)
TS
MT
AM
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.
52
6.4 PERIODICIDADES MILENARES E CENTENÁRIAS REGISTRADAS PELO
δ18
Oc
As analises espectrais para o δ18
Oc e para a TSM (figura 15 A e B) evidenciaram uma
ampla faixa de características harmônicas nas escalas multicentenárias e milenares, que
parece ser coerente para os dois proxies em um nível de confiança de 80 % (figura 16). Na
escala milenar, cinco picos definem claramente duas bandas de periodicidades milenares - (i)
4.1 – 3.8 k anos e (ii) 1.5 – 1.0 k anos– que parecem muito compatíveis as variações
relacionados aos eventos Heinrich (H-) e aos chamados ciclos de Bond, que são de 3.0 - 8.0 k
anos e ~ 1470 ± 500 anos, respectivamente (Bond et al., 1993; 1997; 2001; Wanner et al.,
2011). Transições envolvendo estas periodicidades têm sido sugeridas como relacionáveis a
amplas variações na atividade solar e na circulação termohalina, devido a mudanças na
formação da APAN (ALLEY et al., 2000; 2001; KIEFER et al., 2002), embora o debate sobre
suas causas, ritmos e mecanismos de propagação através do sistema atmosfera-oceano ainda
esteja longe de um consenso (PENA et al., 2010), sobretudo porque a maior parte das
discussões para estas periodicidades milenares está focada nas reconstruções climáticas e
modelos de circulação desenvolvidos para o Atlântico Norte (BIANCHI; McCAVE, 1999;
CHAPMAN; SCHAKLETON, 2000; HINNOV; SCHULZ; YIOU, 2002; ADKINS;
INGERSOLL; PASQUERO, 2005; DEBRET et al., 2007).
Particularmente para a faixa observada entre 1.5 – 1.0 k anos observada para este
estudo, Pena et al. (2010) argumentaram que a fonte para a periodicidade de ~ 1500 anos pode
estar localizada em algum lugar nas altas latitudes do Hemisfério Norte, e que este sinal
climático poderia ser rapidamente propagado em direção aos trópicos por meio de um
deslocamento para sul do sistema atmosfera-oceano. O impacto da variabilidade solar no
clima, então, se propaga dos polos em direção ao equador, alterando os gradientes
hemisféricos de TSM e potencializando a resposta climática nas baixas latitudes.
Uma possível consequência da transmissão desse sinal climático podem ser as
variações de ~ 0.3 - 0.5 ‰ e ~ 0.5 ºC no δ18
Oc e na TSM, respectivamente. Tais aquecimentos
na área de estudo em escala milenar podem estar relacionados a uma redução no transporte de
calor inter-hemisférico pela CNB, o qual pode ter contribuído para a atividade convectiva no
continente sul-americano, já que reconstruções continentais também reportam a presença de
uma periodicidade quase-cíclica de 1500 anos durante o Holoceno (BAKER et al., 2005;
STRIKIS et al., 2011).
53
O registro de variabilidades centenárias para o Holoceno também têm sido
documentadas, mas assim como para as oscilações milenares, as centenárias não tem suas
causas totalmente compreendidas (RISEBROBAKKEN et al., 2003; BAKER et al., 2005;
ROUSSE et al., 2006; DELWORTH; ZENG, 2012), o que impede uma interpretação clara
daquelas que foram identificadas para este estudo. Ainda assim, é possível pontuar algumas
particularidades para estas faixas multicentenárias.
As periodicidades centenárias encontradas em ~ 700 anos e 570 – 560 anos (figura 15
e 16) são muito similares as periodicidades de 500 – 550 anos registradas por diferentes
estudos que sugerem a existência de um modo de oscilação persistente de ~ 400 – 650 anos
ao longo de todo Holoceno (SARNTHEIN et al., 2003). Por exemplo, oscilações centenárias
similares foram reportadas por Chapman e Shackleton (2000) a partir de dados
sedimentológicos do Atlântico Norte, em uma região de formação da APAN (Iceland-
Scotland Overflow Water). Estas periodicidades foram relacionadas pelos autores a mudanças
na circulação profunda, que pode ter afetado o Atlântico equatorial oeste de uma forma
similar aquela envolvendo a periodicidade de 1500 anos. Um sinal harmônico de 510 yr
também foi descrito para o Atlântico equatorial oeste por Arz et al. (2001), bem como outras
oscilações próximas a 1540 e 730 anos. Estes autores argumentam que estas variabilidades
podem ser uma expressão de forçantes internas ao sistema oceano-atmosfera, que envolvem
um deslocamento para sul dos westerlies do norte devido a uma expansão da frente polar
sobre a Groelândia, e isto poderia resultar em um fortalecimento dos ventos na região tropical.
Oscilações nestes parâmetros podem ter afetado a intensidade da CNB, e portanto,
contribuído para mudanças no aporte de calor e sal em direção ao Atlântico Norte, atuando
como um mecanismo amplificador para as oscilações climáticas do Holoceno por afetar
substancialmente a formação de água profunda.
A última faixa de periodicidades centenárias foi registrada em ~ 390, ~ 350 e ~ 330
anos (figuras 15 e 16) e exibiram uma variabilidade muito próxima, e por isso, podem ser
interpretadas como consequência do mesmo processo capaz de influenciar fortemente a região
a ponto de produzir o pico mais alto no espectro (391 anos) e outros picos menores (figuras
15 e 16). A variabilidade de ~ 390 – 330 anos evidenciada por este estudo é bastante
compatível aquela identificada por vários trabalhos distribuídos pelo mundo (BOND et al.,
2001; HALL; BIANGI; EVANS, 2004; POORE et al., 2003; SKILLBECK et al., 2005). Por
exemplo, Baker et al. (2005) identificaram no 13
C de um testemunho lacustre da América do
Sul um modo de oscilação multicentenário que pode estar relacionado a variabilidade solar e
que apresenta um comportamento antifásico entre a precipitação na região dos Andes e o
54
sistema de monsões no Hemisfério Norte. De forma similar, Ekdhal et al. (2008) descreveram
a partir da assembleia de diatomáceas, também de um testemunho lacustre da América do Sul,
uma faixa de oscilação centenária que pode estar relacionada a variabilidade de ~ 350 anos no
índice de produção do 10
Be.
Além disso, análises magnéticas de alta resolução em testemunhos da costa da Islândia
destacaram o possível efeito da Oscilação do Atlântico Norte (OAN) associada com
variabilidades centenárias (ROUSSE et al., 2006). De fato, o índice da OAN sofreu uma
alteração passando de valores positivos durante o Holoceno médio para valores negativos no
Holoceno tardio (WANNER et al., 2008). Este comportamento pode influenciar
profundamente os westerlies sobre a Groelândia, que levam a um aumento na entrada de
águas menos densas provenientes do degelo de icebergs sobre as altas latitudes do Atlântico
Norte, enfraquecendo a transferência de calor dos trópicos e reorganizando os padrões
atmosféricos associados. Recentemente, um modelo sobre a temperatura da superfície do ar
para os últimos 4000 anos proposto por Delworth e Zeng (2012) sugeriu que a propagação
meridional de anomalias de salinidade provindas do Oceano Austral por toda extensão do
oceano Atlântico podem ter suprimido os processos convectivos e enfraquecido a AMOC. Na
sequencia, a própria redução na intensidade da AMOC diminuiria o transporte de águas do
Oceano Austral, levando a um aumento da salinidade no Atlântico Norte e reestruturação da
AMOC. Esse processo de enfraquecimento/fortalecimento da AMOC através da propagação
de anomalias de salinidade do Oceano Austral pode ser o mecanismo responsável por
estabelecer as oscilações de ~390 anos. Aliado a isto, a atividade da Corrente da Agulhas
pode ter servido como via para transmissão dessas anomalias até a área de estudo (GASSE et
al., 2008) Portanto, a mudança no índice da OAN de positivo para negativo ao longo do
Holoceno, bem como a propagação de anomalias de salinidade através do Atlântico podem
ser tomadas como fatores que direcionam a intensidade da AMOC e as variações no δ18
Oc e
na TSM do Atlântico equatorial oeste.
55
7. CONCLUSÕES
O estudo de três testemunhos sedimentares recuperados no Atlântico equatorial oeste
(margem Nordeste do Brasil) evidenciaram as variações climáticas que a região sofreu ao
longo dos últimos 40.000 anos. Para o período que compreende o UMG e a fase de degelo
(testemunho MC 10/3) os dados de δ18
Oc e TSM mostram que a região começou a sofrer
um aquecimento da ordem de 2ºC a partir de 21 k anos AP, sobretudo durante o H1 e o
YD quando a intensidade da AMOC é descrita na literatura como mais fraca. Esta
transição mostra que durante o UMG a região possuía dois cenários distintos: o primeiro
que vai da base do testemunho até 21 k anos AP apresentou condições mais frias e uma
coluna d’água menos estratificada que permitia maior mistura vertical e expansão das
camadas profundas, como indicado pelo δ18
Oc e pela anomalia da TSM, e também pela
maior presença de foraminíferos planctônicos relacionados a condições de produtividade e
profundidade, como G. glutinata, N. dutertrei, G. truncatulinoides (dextral e sinistral) e
G. inflata. Após 21 k anos AP estas espécies sofrem uma forte redução, sobretudo G.
glutinata e G. inflata que praticamente desaparece do registro.
Com a entrada de condições mais quentes na região em 21 k anos AP a abundância
absoluta de foraminíferos planctônicos sofre um forte aumento, juntamente com espécies
relacionadas a massas d’água quentes e superficiais, como G. ruber, G. sacculifer e G.
siphonifera. Além disso, a reaparição da espécie G. menardii logo após 21 k anos AP
pode indicar que a Corrente das Agulhas, que transporta águas quentes do Oceano Índico
para o Atlântico Sul foi reativada neste período, visto que esta é a única via capaz de
reinserir a espécie G. menardii no Atlântico após o UMG. Este transporte de águas
quentes durante a fase de degelo pode ter sido uma das características cruciais para o
reestabelecimento da circulação termohalina no Atlântico no início do Holoceno.
Para o período que engloba o atual interglacial, que compreende os últimos 12.000
anos (testemunhos MC 17/2 e 11/1), os dados do δ18
Oc e TSM a partir da TAM mostraram
um aquecimento da ordem de 1 ºC, sendo que a principal oscilação na TSM ocorreu
durante a transição do Holoceno médio para o tardio. Estas mudanças parecem estar
conectadas a alterações orbitais que provocaram uma redistribuição da energia solar pelo
planeta, aquecendo as latitudes ao sul e esfriando as latitudes ao norte após o Holoceno
médio.
A análise espectral para o Holoceno sobre os dados de δ18
Oc e TSM evidenciou a
existência de uma série de periodicidades na escala centenária e milenar que apresentaram
56
faixas de 4.1 – 3.8 k anos, 1.5 – 1.0 k anos, ~ 700 anos, 570 – 560 anos, ~ 390 anos, ~350
anos e ~ 330 anos. A análise do espectro cruzado mostrou que essas periodicidades quase
cíclicas são comuns para os dois proxies, reforçando a persistência desses eventos sobre a
sedimentação na região. Muitos trabalhos apontam que estas periodicidades estão
relacionadas a variabilidade solar, que atua sobre a atmosfera e o oceano, propagando seus
sinais através do planeta devido a influência sobre a formação da APAN. Entretanto,
algumas periodicidades podem estar ligadas somente a forçantes internas do sistema
climático, como as que giram em torno de ~390 anos, que foram descritas como
consequência da atividade da OAN sobre a circulação termohalina ou como reflexo da
propagação de anomalias de salinidade originadas no Oceano Austral, que se propagam
por toda extensão latitudinal do Atlântico e podem influenciar o δ18
Oc e a TSM do
Atlântico equatorial oeste.
57
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ADKINS, J. F., INGERSOLL, A. P., PASQUERO, C. Rapid climate change and conditional
instability of the glacial deep ocean from the thermobaric effect and geothermal
heating. Quaternary Science Reviews, Oxford, v. 24, n. 5-6, p. 81–594, 2005.
ALLEY, R. B. et al. Making sense of millenial-scale climate change. In: CLARK PU, WEBB
RS, KEIGWIN LD (Eds) Mechanisms of global climate change at millennial time
scales. Geophysical Monograph, Washington DC, American Geophysical Union, v.
112, p. 385–394, 2000.
ANGULO, R. J. et al. Reservoir effect of the southern and southeastern Brazilian coast.
Radiocarbon, New Haven, v. 47, n. 1, p. 67-73, 2005.
ARZ, H. W. et al. Millennial-scale changes of surface- and deep-water flow in the western
tropical Atlantic linked to Northern Hemisphere high-latitude climate during the
Holocene. Geology, Colorado, v. 29, n. 3, p. 239-242, 2001.
ARZ, H. W., PÄTZOLD, J., WEFER, G. Correlated Millennial-Scale Changes in Surface
Hydrography and Terrigenous Sediment Yield Inferred from Last-Glacial Marine
Deposits off Northeastern Brazil. Quaternary Research, California, v. 50, p. 157-
166, 1998.
ARZ, H. W., PÄTZOLD, J., WEFER, G. The deglacial history of the western tropical
Atlantic as inferred from high resolution stable isotope records off northeastern Brazil.
Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam, 167, p. 105-117, 1999.
BAKER, P. A. et al. Holocene hydrologic variation at Lake Titicaca, Bolivia/Peru, and its
relationship to North Atlantic climate variation, Journal of Quaternary Science,
Inglaterra, v. 20, n. 7-8, p. 655-662, 2005.
BARKER, S. et al. Interhemispheric Atlantic seesaw response during the last deglaciation.
Nature, London, v. 457, n. 7233, p. 1097-102, 2009.
BASSINOT, F. C. Oxygen Isotope Stratigraphy of the Oceans. In: ELIAS, S. A. (Ed.).
Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, v. 1, p. 1678-1682, 2007.
BÉ, A. W. H., TOLDERLUND, D. S.. Distribution and ecology of planktonic foraminifera.
In: FUNNELL, B. M., RIEDEL, W. R. (Eds). The micropaleontology of oceans.
Cambridge: Cambridge University Press, p. 105–150, 1971.
BEAL, L. M. et al. On the role of the Agulhas system in ocean circulation and climate.
Nature, London, v. 472, n. 7344, p. 429–36, 2011.
58
BEHLING, H., ARZ, H. W., WEFER, G. Late Quaternary vegetational and climate dynamics
in northeastern Brazil, inferences from marine core GeoB 3104-1. Quaternary
Science Reviews, Oxford, v. 19, p. 981-994, 2000.
BERNAL, J. P. et al. A speleothem record of Holocene climate variability from southwestern
Mexico. Quaternary Research, California, v. 75, n. 1, p. 104-113, 2011.
BIANCHI, G. G., MCCAVE, N. Holocene periodicity in North Atlantic climate and deep-
ocean flow south of Iceland. Nature, London, v. 397, p. 515-517, 1999.
BLAAUW, M., Methods and code for 'classical' age-modelling of radiocarbon sequences.
Quaternary Geochronology, London, v. 5, p. 512-518, 2010.
BLUNIER, T. et al. Asynchrony of Antarctic and Greenland climate change during the last
glacial period. Nature, London, v. 394, n. 6695, p. 739-743, 1998.
BOND, G. et al. A Pervasive Millennial-Scale Cycle in North Atlantic Holocene and Glacial
Climates, Science, New York, n. 278, v. 5341, p. 1257-1266, 1997.
BOND, G. et al. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene.
Science, New York, v. 294, n. 5549, p. 2130–2136, 2001.
BONING, C. W. et al. Deep-water formation and meridoinal overturning in a high resolution
model of the North Atlantic. Journal of Physic Oceanography, Boston, v. 26, p.
1142-1164, 1996.
BRADLEY, R. S. Paleoceanography: Reconstructing climates of Quaternary. 2 ed.
Massachusetts: Academic Press, 1985. 613 p.
BRAUN, H. et al. Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated
in a coupled model. Nature, London, v. 438, n. 7065, p. 208–11, 2005.
BROCCOLI, A. J., DAHL, K. A., STOUFFER, R. J. Response of the ITCZ to Northern
Hemisphere cooling. Geophysical Research Letters, Washington, v. 33, n. 1, p. 1-4.
2006.
BUDZIAK, D. et al. Late Quaternary insolation forcing on total organic carbon and C37
alkenones variations in the Arabian Sea. Paleoceanography, Washington, n. 15, v. 3,
p. 307-321. 2000.
CHAPMAN, M. R., SHACKLETON, N. J. Evidence of 550-year and 1000-year cyclicities in
North Atlantic circulation patterns during the Holocene. The Holocene, v. 10, n. 3, p.
287–291, 2000.
CHIANG, J. C. H., BIASUTTI, M., BATTISI, D.S. Sensitivity of the Atlantic Intertropical
Convergence Zone to Last Glacial Maximum boundary conditions.
Paleoceanography, Washington, v. 18, n. 4, p. 1-18, 2003.
59
CHIESSI, C. M. et al. Signature of the Brazil-Malvinas Confluence (Argentine Basin) in the
isotopic composition of planktonic foraminifera from surface sediments. Marine
Micropaleontology, Amsterdan, v. 64, n. 1-2, p. 52-66, 2007.
CIRANO, M. et al. Circulação Oceânica de Larga-Escala na Região Oeste do Atlântico Sul
com Base no Modelo de Circulação Global OCCAM. Revista Brasileira de
Geofísica, v. 24, n. 2, p. 209-230, 2006.
CLIMAP PROJECT MEMBERS, Seasonal reconstructions of the Earth’s surface at the last
glacial maximum. Geological Society of American Map and Chart Series, MC-36.
Geological Society of America: Boulder, 1981. 26 p.
CLIMAP PROJECT MEMBERS. The surface of the ice-age Earth. Science, New York, v.
191, p. 1131–1137, 1976.
CREMER, M. et al. Late Quaternary variability of the sedimentary record in the Sao Tome
deep-sea system (South Brazilian basin). Marine Geology, Amsterdam, v. 236, p.
223-245, 2007.
CRUZ, F. W. et al. Orbitally driven east–west antiphasing of South American precipitation.
Nature Geoscience, v. 2, n. 3, p. 210–214, 2009.
CZESCHEL, L., MARSHALL, D. P., JOHNSON, H. L., Oscillatory sensitivity of Atlantic
overturning to high-latitude forcing. Geophysical Research Letters, Washington, v.
37, n. 10, p. 1-5, 2010.
DAHL, K. A., BROCCOLI, A. J., STOUFFER, R. J. Assessing the role of North Atlantic
freshwater forcing in millennial scale climate variability: a tropical Atlantic
perspective. Climate Dynamics, 24 (4), 2005. p. 325-346.
DEBRET, M. et al. The origin of the 1500-year climate cycles in Holocene North-Atlantic
records. Climate of the Past, v. 3, n. 4, p. 569–575, 2007.
DELWORTH, T. L., ZENG, F. Multicentennial variability of the Atlantic meridional
overturning circulation and its climatic influence in a 4000 year simulation of the
GFDL CM2 . 1 climate model. Geophysical Research Letters, Washington, v. 39,
2012, 1–6.
DEMENOCAL, P. et al. Coherent High- and Low-Latitude Climate Variability During the
Holocene Warm Period. Science, New York, v. 288, n. 5474, p. 2198-2202, 2000.
DONG, S. et al. Interannual variations in the Atlantic meridional overturning circulation and
its relationship with the net northward heat transport in the South Atlantic.
Geophysical Research Letters, Washington, v. 36, n. 20, p. 1-5. 2009.
60
DOWSETT, H. J. Planktic foraminifera. In: ELIAS, S. A. (Ed.) Encyclopedia of Quaternary
Science. Elsevier, v. 1, 2007. p. 1678-1682.
DUPLESSY J. C.; BLANC P.L. Oxygen-18 enrichment of planktonic foraminifera due to
gametogenic calcification below the euphotic zone. Science, New York, v. 213, p.
1247-1250, 1981.
DUPLESSY, J. C.; LABEYRIE, L.; WAELBROECK, C. Constraints on the ocean oxygen
isotopic enrichment between the Last Glacial Maximum and the Holocene:
Paleoceanographic implications. Quat. Sci. Rev, Oxford, v. 21, p. 315–330, 2002.
EGUCHI, N.O. et al. Seasonal variations in planktonic foraminifera at three sediment traps in
the subarctic, transition and subtropical zones of the central North Pacific Ocean.
Marine Micropaleontology, Amsterdan, v. 48, n. 1–2, p. 149–163, 2003.
EKDAHL, E. J. et al. Holocene multidecadal- to millennial-scale hydrologic variability on the
South American Altiplano. The Holocene, v. 18, n. 6, p. 867–876, 2008.
EMILIANI, C. Pleistocene temperatures. Journal of Geology, 63, 1955. p. 538–578.
ENTERS, D.; KIRCHNER, G.; ZOLITSCHKA, B. Establishing a chronology for lacustrine
sediments using a multiple dating approach—A case study from the Frickenhauser
See, central Germany. Quaternary Geochronology, London, v.1, n. 4, p. 249–260,
2006
EPSTEIN, S. et al. Carbonate-water temperature scale. Bulletin of the Geological Society of
America, 62, p. 417–426, 1951.
FONSECA, C. A. et al. Investigation of the North Brazil Current retroflection and North
Equatorial Countercurrent variability. Geophysical Research Letters, Washington, n.
31, v. 21, p. 1-5, 2004.
FRANTANTONI, D. M., GLICKSON, D. A. North Brazil Current Ring Generation and
Evolution Observed with SeaWiFS *. Journal of Physical Oceanography, Boston, v.
32, p. 1058–1074, 2002.
GARZOLI, S. L; MATANO, R. The South Atlantic and the Atlantic Meridional Overturning
Circulation. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, Oxford,
v. 58, n. 17-18, p. 1837–1847, 2011.
GASSE, F. et al. Climatic patterns in equatorial and southern Africa from 30,000 to 10,000
years ago reconstructed from terrestrial and near-shore proxy data. Quaternary
Science Reviews, Oxford, v. 27, n. 25-26, p. 2316-2340, 2008.
61
GIL, I. M., KEIGWIN, L. D., ABRANTES, F. G. Deglacial diatom productivity and surface
ocean properties over the Bermuda Rise, northeast Sargasso Sea. Paleoceanography,
Washington, v. 24, n. 4, p. 1-8, 2009.
GOELZER, H. et al. Tropical versus high latitude freshwater influence on the Atlantic
circulation. Climate Dynamics, Berlim, v. 27, n. 7-8, p. 715-725, 2006.
GONI, G. J., JOHNS, W. E. A census of North Brazil Current Rings observed from
TOPEX/POSEIDON Altimetry: 1992-1998. Geophysical Research Letters,
Washington, n. 28, v. 1, p. 1-4, 2001.
GOURIOU, Y. et al. Deep Circulation in the Equatorial Atlantic Ocean. Geophysical
Research Letters, Washington, n. 28, v. 5, p. 819-822, 2001.
GROOTES, P. M. et al. Comparison of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP
Greenland ice cores. Nature, London, n. 366, p. 552–554, 1993.
GUILDERSON, T. P., PAK, D. K. Salinity Proxies δ18O. In: ELIAS, S. A. (Ed.)
Encyclopedia of Quaternary Science. Elsevier, v. 1, 2007. p. 1766-1775.
HALL, I. R.; BIANCHI, G. G.; EVANS, J. R. Centennial to millennial scale Holocene
climate-deep water linkage in the North Atlantic. Quaternary Science Reviews,
Oxford, n. 23, v. 14-15, p. 1529–1536, 2004.
HAUG, G. H. et al. Southward migration of the intertropical convergence zone through the
Holocene. Science, New Yorr, n. 293, v. 5533, p. 1304–1308, 2001.
HINNOV, L. A., SCHULZ, M., YIOU, P. Interhemispheric space-time attributes of the
Dansgaard-Oeschger oscillations between 100 and 0 ka. Quaternary Science
Reviews, Oxford, v. 21, n. 10, p. 1213–1228, 2002.
HUTSON, W. H., The Agulhas current during the late Pleistocene: analysis of modern faunal
analogs. Science, New York, n. 207, p. 64–66, 1980.
JAESCHKE, A. et al. Coupling of millennial-scale changes in sea surface temperature and
precipitation off northeastern Brazil with high-latitude climate shifts during the last
glacial period, Paleoceanography, Washington, n. 22, p. 1-17, 2007.
JOHNS, W. et al. Annual cycle and variability of the North Brazil Current. Journal of
Physical Oceanography, Boston, n. 36, p. 103-128, 1998.
KENNETT, J. Marine Geology. Prentice Hall: Englewood Cliffs, 1982, p. 752.
KENNETT, J. P.; SRINAVASAM, M. S. Neogene Planktonic Foraminifera: a Philogenetic
Atlas. Stroudsburg: Hutchinson Ross Publishing Company, 1983 p. 273.
62
KIEFER, T. et al. Response of precipitation over Greenland and the adjacent ocean to North
Pacific warm spells during Dansgaard – Oeschger stadials. Terra nova, v. 14, n. 4, p.
295-300, 2002.
KNORR, G.; LOHMANN, G. Southern Ocean origin for the resumption of Atlantic
thermohaline circulation during deglaciation. Nature, London, v. 424, p. 1247-1251,
2003.
KUCERA, M. et al. Reconstruction of sea surface temperature from assemblages of
foraminifera planktonic: multi-techinique approach based on geographically
constrained calibration data sets and its application to glacial Atlantic and Pacific
oceans. Quaternary Science Reviews, Oxford, n. 24, p. 951-998, 2005.
KUCERA, M. et al. Multiproxy approach for the reconstruction of the glacial ocean surface
(MARGO). Quaternary Science Reviews, Oxford, n. 24, v. 7-9, p. 813–819, 2005.
KUROYANAGI, A., KAWAHATA, H. Vertical distribution of living planktonic
foraminifera in the seas around Japan. Marine Micropaleontology, Amsterdam, n.
53, v. 1-2, p. 173-196, 2004.
LAMY, F. et al. Holocene rainfall variability in southern Chile: a marine record of latitudinal
shifts of the Southern Westerlies. Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam,
n. 185, p. 369-382, 2001.
LEA, D. W. et al. Synchroneity of tropical and high-latitude Atlantic temperatures over the
Last Glacial termination. Science, New York, n. 301, p. 1361–1364, 2003.
LESSA, D. V. O. Variabilidade da ressurgência de Cabo Frio (RJ) durante os últimos
1000 anos com base na associação de foraminíferos planctônicos. Niterói, 2009.
134 f. Dissertação (Mestrado em Geociências) – Departamento de Geoquímica
Ambiental, Universidade Federal Fluminense, Niterói, 2009.
LOHMANN, G. P. A model for variation in the chemistry of planktonic foraminifera due to
secondary calcification and selective dissolution. Paleoceanography, Washington, n.
10, p. 445–457, 1995.
LONČARIĆ, N. et al. Oxygen isotope ecology of recent planktonic foraminifera at the central
Walvis Ridge (SE Atlantic). Paleoceanography, Washington, n. 21, v. 3, p. 1-18,
2006.
LORENZ, S. J. et al. Orbitally driven insolation forcing on Holocene climate trends:
Evidence from alkenone data and climate modeling. Paleoceanography, Washington,
21, n. 1, 2006.
63
LUX, M.; MERCIER, H.; ARHAN, M. Interhemispheric exchanges of mass and heat in the
Atlantic Ocean in January-March 1993. Deep-Sea Research I, Oxford, n. 48, p. 605-
638, 2001.
MAHAJAN, S. et al. Predicting Atlantic meridional overturning circulation (AMOC)
variations using subsurface and surface fingerprints. Deep Sea Research Part II:
Topical Studies in Oceanography, Oxford, n. 58, v. 17-18, p. 1895-1903, 2011.
MALMGREN, B. A. et al. Comparison of statistical and artificial neural network techniques
for estimating past sea-surface temperatures from planktonic foraminifer census data.
Paleoceanography, Washington, n. 16, 520–530, 2001.
MARCHAL, O. et al. Apparent long-term cooling of the sea surface in the northeast Atlantic
and Mediterranean during the Holocene. Quaternary Science Reviews, Oxford, v. 21,
n. 4-6, p. 455-483, 2002.
MAYEWSKI, P. et al. Holocene climate variability. Quaternary Research, California, n. 62
v. 3, p. 243-255, 2004.
MAYR, C. et al. Holocene variability of the Southern Hemisphere westerlies in Argentinean
Patagonia (52°S). Quaternary Science Reviews, Oxford, n. 26, v. 5-6, p. 579–584,
2007.
MCMANUS, J. F. et al. Collapse and rapid resumption of Atlantic meridional overturning
circulation linked to deglacial climate. Nature, London, n. 428, p. 834-837. 2004.
MOHIUDDIN, M. M., NISHIMURA, A., TANAKA, Y. Seasonal succession, vertical
distribution, and dissolution of planktonic foraminifera along the Subarctic Front:
Implications for paleoceanographic reconstruction in the northwestern Pacific. Marine
Micropaleontology, Amsterdam, n. 55, v. 3-4, p. 129-156, 2005.
MORTYN, P. G., MARTÍNEZ-BOTÍ, M. A. Planktonic foraminifera and their proxies for the
reconstruction of surface-ocean climate parameters. Contributions to Science, v. 3 n.
3, p. 371-383. 2007.
MULITZA, S. et al. Planktonic foraminifera as recorders of past surface-water stratification.
Geology, Colorado, n. 25, 335–338, 1997.
NIEBLER, H. S. et al. Sea-surface temperatures in the equatorialand South Atlantic Ocean
during the Last Glacial Maximum (23–19 ka). Paleoceanography, Washington, v. 18,
2003.
NIELSEN, S. H. H., KOÇ, N., CROSTA, X. Holocene climate in the Atlantic sector of the
Southern Ocean: Controlled by insolation or oceanic circulation? Geology, Colorado,
n. 32, v. 4, p. 1-4, 2004.
64
ORTIZ, J. D., MIX, A. L. Comparison of Imbrie–Kipp transfer function and modern analog
temperature estimates using sediment trap and core top foraminiferal faunas.
Paleoceanography, Washington, v. 12, n. 2, p. 175–190, 1997.
PEETERS, F. J. C. et al. Vigorous exchange between the Indian and Atlantic oceans at the
end of the past five glacial periods. Nature, London, n. 430, v. 7000, p. 661-665,
2004.
PENA, L. D. et al. Climate fluctuations during the Holocene in NW Iberia: High and low
latitude linkages. Continental Shelf Research, v. 30, n. 13, p. 1487–1496, 2010.
PETERSON, L.; HAUG, G. Variability in the mean latitude of the Atlantic Intertropical
Convergence Zone as recorded by riverine input of sediments to the Cariaco Basin
(Venezuela). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Amsterdam, n.
234, v. 1, p. 97-113, 2006.
PFLAUMANN, U. et al. SIMMAX: A modern analog technique to deduce Atlantic sea
surface temperatures from planktonic foraminifera in deep-sea sediments.
Paleoceanography, Washington, v. 11, p. 15–35, 1996.
PFLAUMANN, U. et al. North Atlantic: sea-surface conditions reconstructed by GLAMAP-
2000. Paleoceanography, Washington, v. 18, p. 348-364, 2003.
POORE, R. Z. Millennial- to century-scale variability in Gulf of Mexico Holocene climate
records. Paleoceanography, Washington 18 (2), 2003. p. 1-16.
POORE, R. Z. Millennial- to century-scale variability in Gulf of Mexico Holocene climate
records. Paleoceanography, Washington, n. 18, v. 2, 2003.
PORTILHO-RAMOS, R.; RIOS-NETTO, A. M.; BARBOSA, C. F. Caracterização
bioestratigráfica do Neógeno superior da bacia de Santos com base em foraminíferos
planctônicos. Revista Brasileira de Paleontologia, n. 9, v. 3, p. 349–354, 2006.
RAVELO, A. C., FAIRBANKS, R. G., PHILANDER, S. G. H. Reconstructing tropical
Atlantic hydrography using planktonic foraminifera and an ocean model.
Paleoceanography, Washington, v. 5, n. 3, p. 409–431, 1990.
REIMER, P. J. et al. IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves, 0-50,000
years cal BP. Radiocarbon, v. 51, p. 1111-1150, 2009.
RINTOUL, S. R. South Atlantic interbasin exchange. Journal of Geophysical Research, v.
96, p. 2675–2692, 1991.
RISEBROBAKKEN, B. et al. A high-resolution study of Holocene paleoclimatic and
paleoceanographic changes in the Nordic Seas. Paleoceanography, Washington, n.
18, v. 1, 2003.
65
RODRIGUES, R. R., ROTHSTEIN, L. M., WIMBUSH, M. Seasonal Variability of the South
Equatorial Current Bifurcation in the Atlantic Ocean: A Numerical Study. Journal of
Physical Oceanography, Boston, n. 37, v. 1, p. 16–30, 2007.
ROUSSE, S. et al. Holocene centennial to millennial-scale climatic variability: Evidence from
high-resolution magnetic analyses of the last 10 cal kyr off North Iceland (core MD99-
2275). Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam, n. 242, v. 3-4, p. 390–405,
2006.
RÜHLEMANN, C. et al. Intermediate depth warming in the tropical Atlantic related to
weakened thermohaline circulation: Combining paleoclimate data and modeling
results for the last deglaciation. Paleoceanography, Washington, n. 19, p. 582-604,
2004.
RÜHLEMANN, C. et al. Warming of the tropical Atlantic Ocean and slowdown of
thermohaline circulation during the last deglaciation. Nature, London, n. 402, p. 511–
514, 1999.
SAENGER, C. et al. Tropical Atlantic climate response to low-latitude and extratropical sea-
surface temperature: A Little Ice Age perspective. Geophysical Research Letters,
Washington, n. 36, v. 11, p. 1-4, 2009.
SANTOS, R.L. et al. SCHOUTEN, S. Glacial–interglacial variability in Atlantic meridional
overturning circulation and thermocline adjustments in the tropical North Atlantic.
Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam, n. 300, v. 3-4, p. 407-414, 2010.
SARNTHEIN, M. et al. Centennial-to-millennial-scale periodicities of Holocene climate and
sediment injections off the western Barents shelf, 75ºN. BOREAS, v. 32, p. 447-461,
2003.
SCHIEBEL, R., HEMLEBEN, C. Interannual variability of planktonic foraminiferal
populations and test flux in the eastern North Atlantic Ocean ( JGOFS ). Deep-Sea
Research II, Oxford, v. 47, p. 1809-1852, 2000.
SCHMUKER, B., SCHIEBEL, R. Planktonic foraminifers and hydrography of the eastern and
northern Caribbean Sea. Marine Micropaleontology, Amsterdam, n. 406, v. 3-4, p.
387-403, 2002.
SCHOTT, A.F., STRAMMA, L., FISCHER, J. The warm water inflow into the western
tropical Atlantic boundary regime, spring 1994. Journal of Geophysical Research,
Washington, n. 100, v. 12, p. 745-760, 1995.
SCHRAG, D. P.et al. The oxygen isotopic composition of seawater during the Last Glacial
Maximum. Quat. Sci. Rev, n. 21, p. 331-342, 2002.
66
SCHRAG, D. P., HAMPT, G., MURRAY, D. W. Pore fluid constraints on the temperature
and oxygen isotopic composition of the glacial ocean. Science, New York, 272, p.
1930-1932, 1996.
SCHULZ, M.; MUDELSEE, M. REDFIT: estimating red-noise spectra directly from
unevenly spaced paleoclimatic time series. Computer. & Geoscience, v. 28, 421-426,
2002.
SCHULZ, M.; STATTEGGER, K. SPECTRUM: spectral analysis of unevenly spaced
paleoclimatic time series. Computers & Geosciences, v. 23, n. 9, p. 929-945, 1998.
SINGH, A. D. et al. Productivity collapses in the Arabian Sea during glacial cold phases.
Paleoceanography, Washington, n. 26, v. 3, 2011.
SKILBECK, C. G. et al. Holocene millennial/centennial-scale multiproxy cyclicity in
temperate eastern Australian estuary sediments. Journal of Quaternary Science, n.
20, v. 4, p.327–347, 2005.
SMETHIE, W. M. S., FINE, R. A. Rates of North Atlantic Deep Water formation calculated
from chlorofluorocarbon inventories. Deep Sea Research I, v. 48, p. 189-215, 2001.
SOWERS, T., BENDER, M. Climate records covering the last deglaciation. Science, New
York, n. 269, p. 210-214, 1995.
SPERO H. J.; LEA D. W. Intraspecific stable isotope variability in the planktonic
foraminifera Globigerinoides sacculifer: results from laboratory experiments. Marine
Micropaleontology, Amsterdam, n. 22,. p. 221-234, 1993.
SPERO H. J. et al. Effect of seawater carbonate concentration on foraminiferal carbon and
oxygen isotopes. Nature, London, n. 390, p. 497-500, 1997.
STOCKER, T. F.; JONHSEN, S. J. A minimum thermodynamic model for the bipolar
seesaw. Paleoceanography, Washington, n. 18, v. 4, 2003.
STRAMMA, L. Geostrophic transport of the South Equatorial Current in the Atlantic.
Journal of Marine Research, n. 49, v. 2, p. 281–294, 1991.
STRAMMA, L.; FISCHER, J.; REPPIN, J. The north Brazil undercurrent. Deep Sea
Research Part I: Oceanographic Research Papers, n. 42, v. 5, p. 773–795, 1995.
STRAMMA, L.; SCHOTT, F. The mean flow field of the tropical Atlantic Ocean. Atlantic.
Deep-Sea Research II, n. 46, p. 279-303, 1999.
STRIKIS, N. M. et al. Abrupt variations in South American monsoon rainfall during the
Holocene based on a speleothem record from central-eastern Brazil. Geology,
Colorado, n. 39, v. 11, p. 1075-1078, 2011.
67
STUIVER, M. et al. INTCAL98 radiocarbon age calibration, 24,000–0 cal B.P.
Radiocarbon, v. 40, p. 1041–1083, 1998.
TEDESCO, K. et al. The oxygen isotope composition of planktonic foraminifera from the
Cariaco Basin, Venezuela: Seasonal and interannual variations. Marine
Micropaleontology, Amsterdam, n. 62, v. 3, p. 180-193, 2007.
UFKES, E.; JANSEN, J. H. F.; BRUMMER, G. J. A. Living planktonic foraminifera in the
eastern South Atlantic during spring: indicators of water masses, upwelling and the
Congo (Zaire) River plume. Marine. Micropaleontology, Amsterdam, n. 33, p. 27–
53, 1998.
UREY, H. C. et al. Method for measurement of paleotemperatures. Bulletin of the
Geological Society of America, v. 59, p. 1359–1360, 1948.
VINK, A. et al. Shifts in the position of the North Equatorial Current and rapid productivity
changes in the western Tropical Atlantic during the last glacial. Paleoceanography,
Washington, n. 16, 479–490, 2001.
VINTHER, B.M. et al. Holocene thinning of the Greenland ice sheet. Nature, London, n.
461, p. 385-388, 2009.
WAELBROECK, C. et al. Improving past sea surface temperature estimates based on
planktonic fossil faunas. Paleoceanography, Washington, n. 13, p. 272–283, 1998.
WANG, X. et al. Wet periods in northeastern Brazil over the past 210 kyr linked to distant
climate anomalies. Nature, London, n. 432, v. 7018, p. 740-743, 2004.
WANG, Y. et al. The Holocene Asian monsoon: links to solar changes and North Atlantic
climate. Science, New York, n. 308, v. 5723, p. 854-857, 2005.
WANNER, H. et al. Mid- to Late Holocene climate change: an overview. Quaternary
Science Reviews, 27(19-20), 2008. p. 1791-1828.
WANNER, H. et al. Structure and origin of Holocene cold events. Quaternary Science
Reviews, v. 30, n. 21-22, p. 3109–3123, 2011.
WANNER, H. et al. Structure and origin of Holocene cold events. Quaternary Science
Reviews, n. 30, v. 21-22, p. 3109–3123, 2011.
WELDEAB, S., SCHNEIDER, R. R.,KÖLLING, M. Deglacial sea surface temperature and
salinity increase in the western tropical Atlantic in synchrony with high latitude
climate instabilities. Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam, n. 241, v. 3-
4, p. 699-706, 2006.
68
WILSON, K. E., MASLIN, M. A., BURNS, S. J. Evidence for a prolonged retroflection of
the North Brazil Current during glacial stages. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, n. 301, v. 1-4,. p. 86-96, 2011.
WIRTZ, K. W. et al. Mid-Holocene regional reorganization of climate variability: Analyses
of proxy data in the frequency domain. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, n. 298, v. 3-4, p. 189-200, 2010.
YU, Y. et al. Millennial-scale Holocene climate variability in the NW China drylands and
links to the tropical Pacific and the North Atlantic. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, n. 233, v. 1-2, p. 149-162, 2006.
ZERFASS, G. S. A.; ANDRADE, E. D. Foraminíferos e Bioestratigrafia: uma abordagem
didática. Terrae Didática, n. 3, v. 1, p. 18-35, 2008.
ZHANG, R.; DELWORTH, T. L. Simulated Tropical Response to a Substantial Weakening
of the Atlantic. Journal of Climate, v. 18, p. 1853-1860, 2005.
69
APÊNDICE
Tabela 5 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 17/2 no tamanho > 150 µm
Prof. Fração FP
C.
nitida
G.
bulloides
G.
falconensis
G.
siphonifera
G.
calida
G.
glutinata
G.
conglobatus G. ruber
G.
saculifer
G.
scitula
G.
truncatulinoides
0 0.25 405 0 1 2 10 7 7 2 241 90 0 0
0.5 0.25 406 0 0 0 13 5 16 4 242 75 0 0
1 0.50 431 1 0 1 9 6 25 1 249 86 0 0
1.5 0.50 359 1 3 1 8 1 18 4 204 70 0 0
2 0.50 328 0 3 1 8 3 10 1 191 63 0 0
2.5 0.25 367 0 2 0 8 7 16 1 227 74 0 0
3 0.25 431 0 1 1 18 5 22 0 265 78 0 0
3.5 0.5 393 0 2 2 7 4 19 0 227 80 0 0
4 0.25 380 0 0 0 11 7 19 1 218 73 0 1
4.5 0.25 424 0 2 1 16 6 17 0 237 92 0 0
5 0.25 371 0 0 0 19 4 26 0 190 88 1 0
5.5 0.125 324 1 2 2 11 4 13 1 172 72 0 0
6 0.125 262 0 0 2 9 4 14 0 133 58 0 0
6.5 0.25 306 0 3 1 12 0 5 0 174 80 0 0
7 0.25 395 1 2 0 16 0 27 1 206 86 0 0
7.5 0.25 456 0 3 1 13 4 13 1 230 140 0 0
8 0.125 378 0 3 1 11 1 16 0 195 88 0 0
8.5 0.125 288 0 1 0 10 3 8 0 166 60 0 0
9 0.125 267 0 3 0 8 2 9 1 160 57 0 0
9.5 0.125 287 0 0 0 10 3 12 1 147 74 0 0
10 0.25 323 1 2 0 9 6 13 1 176 82 0 0
10.5 0.125 249 0 1 0 3 4 11 0 121 58 0 0
70
11 0.25 493 0 2 0 18 2 24 2 261 126 0 0
11.5 0.25 452 0 1 0 14 2 19 1 250 96 0 0
12 0.125 295 0 1 0 9 0 16 2 155 77 0 0
12.5 0.25 492 0 3 1 13 3 28 4 249 131 0 0
13 0.125 413 0 1 0 15 2 20 0 244 94 0 0
13.5 0.25 475 0 0 1 19 8 28 2 256 114 0 0
14 0.5 433 0 0 0 18 1 18 1 233 111 0 0
14.5 0.125 285 0 2 0 14 3 18 1 146 59 0 0
15 0.25 620 0 2 0 22 3 18 1 313 165 0 0
15.5 0.5 462 0 3 0 13 2 20 0 224 138 0 0
16 0.25 375 0 0 0 15 1 14 2 199 90 0 0
16.5 0.25 246 0 0 0 6 2 9 0 145 57 0 0
17 0.125 487 0 1 0 14 6 30 1 236 123 0 0
17.5 0.125 405 0 0 0 13 4 23 2 210 85 0 0
18 0.125 469 0 0 0 11 9 32 1 228 104 0 0
18.5 0.125 300 0 0 0 5 4 13 1 156 78 0 0
19 0.125 436 0 1 0 24 3 18 0 230 107 0 0
19.5 0.5 297 0 0 1 16 2 14 1 161 51 0
Tabela 6 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 17/2 no tamanho > 150 µm (continuação da tabela 5).
Prof. Fração FP
G.
crassaformis
G.
ungulata
G.
menardii
G.
tumida
G.
rubescens
G.
tenella
H.
pelagica
N.
dutertrei
O.
universa
P.
obliquiloc.
S.
dehiscens
0 0.25 405 1 6 22 1 1 1 0 7 3 3 0
0.5 0.25 406 0 10 20 1 2 0 0 15 0 3 0
1 0.5 431 0 3 31 1 2 3 0 9 0 4 0
1.5 0.5 359 1 2 23 3 3 2 0 10 0 5 0
2 0.5 328 1 7 23 4 4 1 0 4 0 4 0
2.5 0.25 367 0 1 10 1 5 1 0 10 1 3 0
71
3 0.25 431 0 3 21 4 4 2 0 6 0 1 0
3.5 0.5 393 0 8 23 3 6 3 1 3 1 4 0
4 0.25 380 1 2 20 5 3 1 0 13 0 5 0
4.5 0.25 424 0 6 33 3 1 1 0 6 0 3 0
5 0.25 371 0 2 19 3 7 0 0 7 0 5 0
5.5 0.125 324 0 6 22 1 5 0 0 5 1 6 0
6 0.125 262 0 7 13 9 2 3 0 4 1 3 0
6.5 0.25 306 0 0 19 0 1 0 0 7 0 4 0
7 0.25 395 0 3 33 2 7 0 0 7 0 4 0
7.5 0.25 456 3 1 26 4 1 1 0 6 5 4 0
8 0.125 378 1 1 36 2 7 1 0 10 1 4 0
8.5 0.125 288 1 0 18 0 9 0 0 9 0 3 0
9 0.125 267 0 0 17 0 1 0 0 4 2 3 0
9.5 0.125 287 0 4 19 2 6 0 0 6 0 3 0
10 0.25 323 0 1 19 0 5 1 0 2 0 5 0
10.5 0.125 249 1 2 25 2 8 2 0 4 0 7 0
11 0.25 493 0 1 26 2 6 0 0 12 2 9 0
11.5 0.25 452 0 3 23 3 14 2 0 10 3 11 0
12 0.125 295 0 1 18 1 3 0 0 7 1 4 0
12.5 0.25 492 0 2 32 5 7 0 0 2 2 10 0
13 0.125 413 0 4 16 0 8 0 0 2 3 4 0
13.5 0.25 475 0 2 23 1 4 0 0 4 0 12 1
14 0.5 433 0 1 28 2 6 0 0 4 2 8 0
14.5 0.125 285 0 0 15 1 17 0 0 6 0 3 0
15 0.25 620 1 1 47 3 19 2 0 11 2 10 0
15.5 0.5 462 0 0 28 3 6 3 0 7 1 14 0
16 0.25 375 0 1 14 0 16 3 0 6 2 12 0
16.5 0.25 246 0 0 8 0 7 0 0 6 2 4 0
17 0.125 487 0 3 24 2 21 3 0 8 12 3 0
17.5 0.125 405 0 2 22 2 9 3 0 9 5 16 0
72
18 0.125 469 1 2 30 2 20 1 0 11 3 14 0
18.5 0.125 300 1 2 12 0 15 0 0 8 0 5 0
19 0.125 436 0 0 19 1 9 2 0 9 0 13 0
19.5 0.5 297 0 2 15 0 15 1 0 11 1 5 1
Tabela 7 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 11/1 no tamanho > 150 µm
Prof. Fração FP C.
nitida
G.
bulloides
G.
siphonifera
G.
calida
G.
glutinata
G.
conglobatus
G. ruber G.
saculifer
G.
inflata
G.
scitula
G.
truncatulinoides
0 0.0625 288 0 0 11 6 12 1 202 29 0 0 1
0.5 0.0625 313 1 1 26 1 8 1 211 43 0 1 2
1 0.0625 375 0 1 25 1 22 1 253 43 0 0 3
1.5 0.0625 292 1 0 23 2 14 1 193 29 0 0 0
2 0.0625 256 1 0 18 2 8 4 190 19 0 0 0
2.5 0.0625 401 2 2 23 3 8 0 286 45 0 0 3
3 0.0625 322 1 0 17 5 13 0 230 21 0 0 3
3.5 0.03125 274 0 0 15 4 17 1 182 23 0 0 4
4 0.0625 385 2 2 25 3 18 1 275 33 1 0 1
4.5 0.0625 341 1 0 25 3 20 1 230 40 0 0 1
5 0.0625 293 1 4 10 5 20 0 203 24 0 0 2
5.5 0.0625 316 2 2 22 1 16 3 206 40 0 0 3
6 0.0625 281 0 0 18 1 17 2 175 40 0 0 2
6.5 0.0625 288 2 1 10 3 11 1 179 50 0 0 7
7 0.0625 520 2 4 21 5 23 4 347 68 1 0 5
7.5 0.03125 321 2 2 14 5 9 3 225 43 0 0 1
8 0.03125 395 3 2 15 3 17 1 268 42 0 0 5
8.5 0.03125 383 0 2 17 3 11 3 258 36 0 1 8
9 0.03125 373 0 1 13 5 25 0 244 33 0 0 6
9.5 0.03125 363 1 3 21 4 19 1 229 40 3 1 0
73
10 0.03125 347 0 1 18 1 22 1 235 38 0 0 2
10.5 0.03125 255 2 3 7 2 5 2 169 46 0 0 2
11 0.03125 355 0 1 14 5 12 2 240 42 0 1 4
11.5 0.03125 303 2 4 12 2 8 1 180 62 0 0 7
12 0.03125 321 0 2 11 3 11 1 205 58 0 0 1
12.5 0.03125 436 1 2 15 4 17 4 274 69 0 0 8
13 0.03125 302 1 2 10 10 10 1 200 38 1 0 2
13.5 0.03125 284 0 0 7 2 7 4 192 38 0 0 4
14 0.03125 341 0 1 13 2 11 1 237 48 0 1 8
14.5 0.03125 374 0 2 11 1 18 2 232 55 0 0 4
15 0.03125 271 0 1 6 5 15 0 174 33 0 0 2
15.5 0.03125 335 3 0 8 5 13 1 203 63 1 0 9
Tabela 8 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 11/1 no tamanho > 150 µm (continuação da tabela 7).
Prof. Fração FP
G.
crassaformis
G.
ungulata G. menardii G. tumida G. rubescens
G.
tenella
H.
pelagica N. dutertrei
O.
universa
P.
obliquiloc.
T.
quinquelo. 0 0.0625 288 0 1 2 0 16 1 1 4 1 0 0
0.5 0.0625 313 0 2 1 1 6 0 0 6 2 0 0
1 0.0625 375 2 0 5 0 11 1 0 5 2 0 0
1.5 0.0625 292 2 0 3 1 19 0 0 0 3 1 0
2 0.0625 256 0 0 1 0 13 0 0 0 0 0 0
2.5 0.0625 401 1 0 9 0 14 2 0 1 2 0 0
3 0.0625 322 0 0 2 2 21 1 0 2 3 1 0
3.5 0.03125 274 0 2 3 0 21 1 0 1 0 0 0
4 0.0625 385 1 1 6 1 12 1 0 1 0 0 1 4.5 0.0625 341 0 0 4 1 14 0 0 1 0 0 0
5 0.0625 293 2 0 0 0 15 1 0 5 0 1 0
74
5.5 0.0625 316 1 0 2 0 11 2 0 4 1 0 0
6 0.0625 281 1 0 5 0 7 1 0 5 7 0 0
6.5 0.0625 288 0 0 6 1 7 1 0 6 3 0 0
7 0.0625 520 2 0 10 1 18 4 0 3 2 0 0
7.5 0.03125 321 1 1 3 0 6 2 0 4 0 0 0
8 0.03125 395 4 0 3 1 19 3 0 7 0 1 1 8.5 0.03125 383 0 0 4 1 25 6 0 6 2 0 0
9 0.03125 373 2 0 4 0 29 3 0 5 3 0 0
9.5 0.03125 363 1 0 5 1 26 4 0 3 1 0 0
10 0.03125 347 0 0 1 2 21 0 0 4 1 0 0
10.5 0.03125 255 1 0 2 1 6 3 0 4 0 0 0
11 0.03125 355 2 1 4 1 21 3 0 2 0 0 0
11.5 0.03125 303 0 0 3 1 10 1 0 6 2 2 0
12 0.03125 321 0 0 3 0 19 4 0 2 0 1 0
12.5 0.03125 436 3 1 0 0 27 4 0 7 0 0 0
13 0.03125 302 0 0 3 0 20 0 0 3 1 0 0
13.5 0.03125 284 1 0 3 0 22 2 0 2 0 0 0
14 0.03125 341 1 0 0 1 12 1 0 2 2 0 0
14.5 0.03125 374 2 0 6 0 23 3 0 9 4 2 0
15 0.03125 271 2 0 2 0 19 4 0 6 2 0 0
15.5 0.03125 335 0 0 1 1 14 4 0 7 1 1 0
75
Tabela 9 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 10/3 no tamanho > 150 µm Prof. Fração FP C. nitida G. bulloides G. falconensis G. siphonifera G. calida G. glutinata G. conglobatus G. ruber G. saculifer G. inflata G. scitula G. truncatulinoides
0 0.03125 420 4 2 0 20 2 9 0 283 71 0 0 5
0.5 0.03125 436 0 0 0 15 4 8 1 310 68 0 0 8
1 0.03125 416 3 1 0 18 3 9 4 258 89 0 0 8
1.5 0.03125 418 0 1 0 16 4 8 3 290 68 0 0 3
2 0.03125 366 2 0 0 15 3 11 4 232 70 0 1 3
2.5 0.03125 415 1 0 0 15 0 8 7 273 72 0 0 7
3 0.03125 329 0 1 1 13 0 2 3 231 49 0 0 5
3.5 0.03125 250 0 1 1 7 3 6 3 170 42 0 1 2
4 0.03125 256 1 1 2 11 2 9 1 164 47 0 0 3
4.5 0.03125 430 1 0 2 19 4 15 4 283 82 0 1 4
5 0.03125 425 0 1 0 14 5 11 4 277 68 0 0 10
5.5 0.03125 504 1 0 1 11 8 7 3 348 81 0 3 0
6 0.03125 370 0 0 1 9 3 5 2 261 62 0 0 8
6.5 0.015625 280 2 0 0 10 1 8 2 202 38 0 0 3
7 0.03125 684 1 3 1 25 2 21 3 478 107 1 4 4
7.5 0.03125 449 3 1 0 6 2 12 1 332 73 0 0 4
8 0.03125 294 2 4 0 7 2 10 2 183 63 0 0 6
8.5 0.03125 275 0 1 0 11 1 12 1 193 35 0 0 8
9 0.0625 425 1 2 1 11 1 25 1 295 65 0 0 6
9.5 0.0625 295 1 0 0 10 0 22 1 188 45 1 0 5
10 0.0625 293 0 1 0 6 1 20 1 201 39 0 1 4
10.5 0.0625 289 2 2 0 5 1 17 2 189 53 0 0 5
11 0.0625 320 0 3 2 9 1 28 2 202 51 1 0 10
11.5 0.0625 364 0 2 0 1 1 41 2 235 56 0 1 9
12 0.0625 325 0 1 0 14 0 32 2 205 47 1 0 3
12.5 0.0625 287 0 1 0 9 1 14 2 195 49 1 0 3
13 0.0625 313 0 0 1 5 4 35 1 181 53 1 2 7
13.5 0.125 470 2 0 0 12 5 43 6 287 69 0 0 18
14 0.125 420 0 2 2 6 0 46 1 265 59 2 4 16
14.5 0.125 409 0 1 0 11 1 33 3 275 52 0 0 12
15 0.0625 264 3 1 6 5 2 14 3 155 44 1 0 9
15.5 0.0625 250 1 1 0 2 2 23 2 142 54 0 0 6
76
16 0.125 450 1 2 3 7 2 25 1 285 83 1 2 15
16.5 0.125 434 0 2 0 4 2 34 1 295 63 0 0 11
17 0.125 432 0 1 1 3 3 22 4 290 81 0 1 9
17.5 0.125 384 0 1 0 6 3 27 0 280 46 1 2 9
18 0.125 289 0 1 0 3 2 24 3 178 48 1 1 8
18.5 0.0625 313 2 0 0 9 2 31 1 202 40 0 3 6
19 0.125 287 0 0 0 4 1 28 0 194 45 0 1 5
19.5 0.0625 251 0 1 0 3 0 20 1 168 32 0 2 6
20 0.125 394 0 2 1 7 4 34 1 274 42 1 1 5
20.5 0.125 323 1 1 0 6 3 25 1 211 47 0 1 9
21 0.125 275 0 0 0 3 3 19 1 193 34 1 4 6
21.5 0.125 360 1 1 0 7 0 38 0 237 50 1 3 3
22 0.125 389 0 1 0 5 3 34 0 267 49 1 2 6
22.5 0.125 310 1 2 0 5 4 28 1 205 39 1 2 10
23 0.125 367 1 1 0 5 1 33 1 219 74 0 1 12
23.5 0.125 402 0 2 0 4 4 31 1 270 61 0 3 8
24 0.125 368 2 0 0 6 5 32 1 236 55 0 3 12
24.5 0.125 276 0 1 0 2 1 29 3 168 44 0 3 10
25 0.125 354 0 3 0 6 6 32 0 221 55 2 3 8
25.5 0.125 269 0 3 0 9 0 34 5 147 45 0 3 6
26 0.125 454 0 1 0 4 6 29 3 296 73 1 3 13
26.5 0.125 432 0 0 0 8 2 44 3 270 66 1 1 10
27 0.125 409 0 0 0 12 1 42 2 240 72 2 3 7
27.5 0.125 489 0 1 0 8 2 42 1 319 78 0 2 16
28 0.125 490 6 0 0 12 4 28 2 321 81 0 4 5
28.5 0.125 390 0 1 0 12 3 18 4 263 59 1 0 7
29 0.125 264 0 0 0 3 2 25 1 162 41 0 1 6
29.5 0.125 271 0 0 0 3 2 19 2 180 42 0 2 4
30 0.25 406 1 1 0 4 5 17 3 285 61 1 4 7
30.5 0.125 263 0 0 0 6 1 15 2 170 46 0 1 7
31 0.125 252 0 2 0 5 2 16 1 162 44 1 1 4
31.5 0.125 308 0 1 0 3 0 25 2 215 45 0 2 1
32 0.125 349 0 1 0 7 4 25 1 229 58 1 2 6
32.5 0.125 382 0 1 0 1 3 36 5 267 49 0 1 8
77
33 0.125 377 0 0 0 11 3 28 2 241 58 0 2 10
33.5 0.125 329 1 1 0 3 2 20 0 241 41 0 1 6
34 0.125 250 1 1 0 5 5 24 4 157 38 0 1 4
34.5 0.125 251 1 0 1 4 0 14 3 178 40 0 0 3
35 0.125 287 0 1 0 2 2 33 1 177 44 0 1 5
35.5 0.25 409 0 2 0 14 0 31 4 239 73 2 4 14
36 0.0625 263 0 2 0 12 2 22 3 143 55 0 6 2
36.5 0.125 271 1 2 0 7 1 21 2 169 48 0 2 6
37 0.125 450 0 1 0 12 3 35 3 274 83 0 2 15
37.5 0.125 363 0 2 0 13 0 20 4 223 72 0 1 10
38 0.125 313 0 2 0 9 1 19 2 198 47 1 7 5
38.5 0.125 294 0 0 0 12 2 16 4 181 54 0 0 10
Tabela 10 - Contagem de foraminíferos planctônicos no testemunho MC 10/3 no tamanho > 150 µm (continuação da tabela 9)
Prof.
(cm) Fração FP
G.
crassaformis
G.
ungulata
G.
menardii
G.
tumida
G.
rubescens
G.
tenella
H.
pelagica
N.
dutertrei
O.
universa
P.
obliquiloc.
S.
dehiscens
T.
humilis
T.
quinquelo.
0 0.03125 420 0 1 10 1 3 1 0 5 0 3 0 0 0
0.5 0.03125 436 0 1 5 1 1 1 0 9 3 3 1 0 0
1 0.03125 416 2 4 4 4 1 0 0 6 1 1 0 0 0
1.5 0.03125 418 1 0 8 1 1 0 0 6 5 3 0 0 0
2 0.03125 366 2 3 8 3 4 0 0 2 1 2 0 0 0
2.5 0.03125 415 6 0 14 1 1 1 0 4 3 1 1 0 0
3 0.03125 329 2 2 5 3 2 0 0 6 3 0 1 0 0
3.5 0.03125 250 0 0 7 0 1 0 0 5 1 0 0 0 0
4 0.03125 256 0 0 2 1 0 1 0 7 3 1 0 0 0
4.5 0.03125 430 3 0 7 0 2 0 0 0 2 1 0 0 0
5 0.03125 425 1 4 6 1 7 1 0 8 6 1 0 0 0
5.5 0.03125 504 4 0 7 2 4 1 0 11 8 3 1 0 0
6 0.03125 370 1 1 3 1 3 1 0 4 4 1 0 0 0
6.5 0.015625 280 1 0 1 0 3 1 1 5 2 0 0 0 0
7 0.03125 684 3 4 7 3 2 0 0 9 5 0 0 1 0
78
7.5 0.03125 449 3 0 3 1 1 0 0 2 3 1 0 1 0
8 0.03125 294 2 1 1 2 1 1 1 5 0 1 0 0 0
8.5 0.03125 275 0 0 1 1 5 0 0 6 0 0 0 0 0
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