Socio-behavioural factors associated with dental caries experience,

Alterações nas características atmosféricas e oceânicas também produzem modificações no TCO. O TCO no Oceano Atlântico é conduzido principalmente pela MOC, enquanto que no Oceano Pacífico é impulsionado pela circulação acionada pelo vento horizontal (FERRARI & FERREIRA, 2011). Na simulação TOPO (Figura 6.4C) ocorreu uma pequena diferença do TCO se comparado com a simulação CONTROL. No entanto, nas simulações MIS31 e ORBIT (Figura 6.4B e 6.4D) um padrão claro de aumento de TCO é direcionado para o norte.

Como esperado, o aumento do TCO no Oceano Atlântico nas simulações MIS31 e ORBIT está relacionado com uma MOC mais intensa (DANABASOGLU et al., 2016); no entanto, a circulação direcionada pelo vento também desempenha um papel importante. Na Figura 6.4B é mostrado o enfraquecimento do fluxo para o sul nos níveis superiores do oceano (0-900 m), o que indica o fluxo para o norte mais forte ligado à circulação direcionada pelo vento em comparação com a simulação CONTROL. Em latitudes médias, a intensificação do fluxo de oeste do vento zonal são simulados em MIS31 e ORBIT e desta forma contribuem para o TCO reforçado.

Mudanças significativas também aparecem na circulação atmosférica nos trópicos e nas altas latitudes do HS. Quando a MOC (Figura 6.2) e o Oceano Atlântico aumentam o transporte de calor (Figura 6.4) em direção ao HN, a atmosfera compensa, retraindo sua célula de Hadley. Posteriormente, a ZCIT desloca-se para o sul, o que explica o aumento de Prec sobre o norte da América do Sul (Figura 4.2B). Estas mudanças das características da circulação atmosférica tropical também são encontradas na corrente de jato tropical sul (Figura 4.4B). Este padrão estabelecido é inverso ao encontrado por Montade et al., (2015) ao estudarem condições de resfriamento no HN, principalmente sobre o Oceano Atlântico durante a transição do último glacial – interglacial (21 – 10ka).

Página | 121 Figura 6.4 – Transporte de calor oceânico no Oceano Atlântico (linha tracejada), Oceano Indo-Pacífico (linha cheia fina) e global (linha cheia grossa). A)

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Ao analisar-se as simulações com alterações nos parâmetros orbitais, verificou- se uma contribuição substancial do setor Índico-Pacífico às anomalias globais do TCO. Este resultado está em concordância com resultados anteriores que demonstram que um aumento previsto do TCO no Oceano Ártico resulta em uma melhor correspondência entre os resultados de modelagem e reconstrução climática através de dados observados (MCCLYMONT & ROSELL-MELÉ, 2005; COLETTI et al., 2015). Outro ponto que merece destaque é que as anomalias de transporte Sverdrup em MIS31 e ORBIT mostram um aumento global em até 20% do transporte de massa no giro subtropical (25°N-50°N), como resultado do reforço do wind stress. Este, por sua vez aumenta a quantidade de água mais fria, atingindo o Oceano Pacífico norte nas simulações MIS31 e ORBIT. Da mesma maneira, as células subtropicais/tropicais anômalas entre 10°N-25°N contribuem para aumentar a ressurgência equatorial.

Isso resultaria em um aumento notável na circulação termohalina (Figuras 6.5), devido a mudanças de densidade no Oceano Pacífico que estão ausentes no CONTROL. Mudanças de salinidade da superfície associadas com a Prec reduzida no oeste do Oceano Pacífico também estão em concordância com as maiores densidades nas simulações MIS31 e ORBIT.

O aumento do TCO pelos giro oceânicos e/ou pela circulação termohalina são consideradas como hipóteses para o aumento da TSM em altas latitudes do HN durante o Pleistoceno (RAYMO et al., 1996; RAVELO & ANDREASEN, 2000; BARREIRO et al., 2006). No entanto, Kim & Crowley (2000) contestam esta versão apresentada e propõem que o aumento da circulação termohalina foi uma resposta e não a causa do aquecimento em altas latitudes. Posteriormente, Haywood & Valdes (2004) não encontraram um aumento significativo do TCO em relação aos dias atuais, ao utilizarem simulações com um modelo acoplado.

Os resultados apresentados nas Figuras 6.4 sugerem que os altos valores de TSM encontrados em altas latitudes do HN, mais do que a redução do albedo, ajudaram a manter as condições quentes do Pleistoceno.

Página | 123 Figura 6.5 – Circulação de Revolvimento Meridional (MOC) para o Oceano Pacífico, A) CONTROL, B) MIS31 – CONTROL, C) TOPO – CONTROL e D)

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O TCO é afetado pelas alterações que ocorrem com a MOC. Um resfriamento das águas superficiais nos extratrópicos (Figuras 6.2 e 6.5), provoca uma redução no gradiente de densidade meridional em superfície entre baixas e altas latitudes, e este novo padrão pode reduzir o transporte de calor. Isto é verdade para a componente profunda e lenta da termohalina, que compõe a circulação cujas mudanças afetam principalmente o clima do Atlântico Norte (MANABE & STOUFFER, 1995), assim como para a componente rápida e superficial, cujas mudanças afetam principalmente os trópicos. Um resfriamento suficientemente grande nos extratrópicos poderia induzir a uma condição de El Niño permanente (FEDOROV et al., 2004).

Fedorov et al., (2006) realizaram cálculos utilizando um modelo de circulação geral oceânico e concluíram que tal resfriamento nas regiões extratropicais poderia reduzir o gradiente zonal da TSM ao longo do equador, reduzir o transporte de calor em direção aos polos e aprofundar a termoclina equatorial. Ainda de acordo com esses autores, quando o fluxo de água doce sobre os oceanos exceder um limiar pré- determinado, o gradiente zonal da TSM desapareceria e condições permanentemente quentes prevaleceriam nos trópicos. Assim, estes cálculos representam uma potencial condição para a manutenção de um El Niño permanente.

O surgimento de águas superficiais frias nas zonas de ressurgência equatoriais conduzem a feedbacks que afetam a resposta da TSM tropical em relação a forçante de Milankovitch. Os ventos influenciam a TSM, porque eles sopram de regiões frias em direção às regiões quentes ao longo do equador, onde a força de Coriolis desaparece. Esta condição implica numa interação positiva entre o oceano e a atmosfera, que também é conhecido como feedback de Bjerknes (FEDOROV et al., 2006). Em situações de El Niño, o feedback TSM-vento depende de uma redistribuição adiabática das águas superficiais mais quentes. Em escalas de tempo muito longas que envolve a diabática, movimentos verticais da termoclina influenciam a resposta climática à variações da obliquidade (PHILANDER & FEDOROV, 2003). Durante os períodos em que a obliquidade e o aquecimento solar em altas latitudes são máximos, ocorre a redução da perda de calor do oceano para a atmosfera, o que pode induzir a um aprofundamento da termoclina equatorial e uma tendência para condições de El Niño. Isso só é possível em escalas de tempo suficientemente longas para que os oceanos tropicais se adaptem às mudanças nas altas latitudes do HN (FEDOROV et al., 2006).

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6.4. CONCLUSÕES

O fortalecimento da MOC nos oceanos Atlântico e Pacífico associado com um maior transporte de calor para o HN exercem um papel fundamental no sistema climático. São importantes meios de transportes de calor e energia acumulados na região equatorial e que são direcionados para altas latitudes do HN.

Como uma das consequências na alteração da MOC e TOC, maiores valores de sss são encontrados no Oceano Atlântico Norte. No caso do Oceano Pacífico, os maiores valores de sss estão associados com alterações na circulação oceânica e transporte de calor, além de alterações de Prec sobre a região tropical.

Simulações de longo prazo são necessárias e importantes para melhor compreensão da dinâmica que existe na interface oceano – atmosfera. Como o oceano responde de forma mais lenta as alterações impostas, muitas vezes alguns ciclos naturais não são captados em simulações de curto prazo.

6.5. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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