M3 Glacial - Ciclos Interglaciais

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Os ciclos glaciais-interglaciais são o modo mais variável de mudança climática ao longo do Quaternário, o período que abrange os últimos 2,6 milhões de anos da história da Terra: entre um período glacial e um interglacial, a temperatura global flutua entre quatro e oito graus Celsius, e a concentração de dióxido de carbono flutua entre 180 e 280 partes por milhão.

O forçamento orbital de Milankovitch é o gatilho inicial desses ciclos glaciais-interglaciais: a excentricidade da órbita da Terra, com um período de aproximadamente 100.000 anos, a obliquidade do eixo da Terra, com um período de aproximadamente 41.000 anos, e a precessão desse mesmo eixo, com um período de aproximadamente 23.000 anos, modulam em conjunto a quantidade de insolação sazonal recebida pelas altas latitudes do Hemisfério Norte. No entanto, o forçamento orbital de Milankovitch por si só é insuficiente para explicar toda a amplitude dos ciclos glaciais-interglaciais: o sistema climático amplifica esse forçamento orbital de Milankovitch por meio de retroalimentações internas do dióxido de carbono, albedo do gelo, vapor de água e mudanças na circulação oceânica.

A insolação recebida pelas altas latitudes do Hemisfério Norte em qualquer momento é calculada a partir da latitude, da estação do ano e dos parâmetros orbitais do forçamento orbital de Milankovitch, mas a resposta do sistema climático a essa insolação não é linear: existe uma assimetria marcante entre a glaciação lenta, que leva cerca de 100.000 anos para se desenvolver, e a deglaciação rápida, que ocorre em apenas 10.000 anos. Essa assimetria entre glaciação lenta e rápida não pode ser explicada apenas pelo forçamento orbital de Milankovitch. Os modelos de balanço energético que incluem um ciclo de carbono interativo reproduzem essa assimetria introduzindo limiares não lineares que o forçamento orbital de Milankovitch sozinho não possui. O volume de gelo acumulado nos ciclos glaciais-interglaciais acompanha aproximadamente a insolação de verão medida a 65 graus de latitude norte, mas com uma defasagem de vários milhares de anos em relação a essa mesma insolação de verão.

Um problema ainda não resolvido é que, nos ciclos glaciais-interglaciais mais recentes, o período de excentricidade próximo a 100.000 anos é precisamente o fator dominante, embora a excentricidade seja o mais fraco dos três componentes do forçamento orbital de Milankovitch descrito anteriormente. Esse problema é conhecido como o problema dos 100.000 anos e permanece uma área ativa de pesquisa sobre ciclos glaciais-interglaciais. Três mecanismos foram propostos para explicar esse problema dos cem mil anos: um mecanismo no qual o ruído climático aleatório se sincroniza com o fraco forçamento orbital da própria excentricidade e o amplifica muito mais do que o forçamento orbital de Milankovitch sozinho produziria; um papel não linear da camada de gelo norte-americana, cuja própria dinâmica interna poderia introduzir o período próximo a cem mil anos independentemente do forçamento orbital de Milankovitch; e mudanças no ciclo do carbono, visíveis nos ciclos de metano e dióxido de carbono registrados no gelo antigo.

Os registros paleoclimáticos que permitem testar esses modelos de ciclo glacial-interglacial são principalmente dois: um núcleo de gelo antártico que cobre os últimos oitocentos mil anos de gelo antigo acumulado camada sobre camada, e os sedimentos marinhos extraídos do fundo do oceano por vários programas de perfuração oceânica. Tanto o núcleo de gelo antártico quanto os sedimentos marinhos preservam, cada um à sua maneira, a mesma sequência de ciclos glaciais-interglaciais que o forçamento orbital de Milankovitch desencadeia e que os feedbacks internos do sistema climático amplificam, e é essa mesma sequência preservada que finalmente nos permite distinguir, entre os mecanismos propostos para o problema dos cem mil anos, quais são compatíveis com o que o registro paleoclimático realmente mostra.

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