PALEOCLIMA – AS CONCENTRAÇÕES DE CO2 NO PASSADO (FANEROZÓICO)

O dióxido de carbono (CO2), é uma molécula formada por um átomo de carbono duplamente ligado a dois átomos de oxigênio. Ele ocorre naturalmente na atmosfera da Terra como um gás-traço (gás residual) a uma concentração de cerca de 0,04% (ou 400 ppm por volume) (NOAA). As fontes naturais produtoras de CO2 incluem vulcões, geysers e fontes termais, sendo libertado também a partir da dissolução do carbonato de rochas através da água e ácidos. Como é solúvel em água, ocorre naturalmente em águas subterrâneas, rios e lagos, calotas polares, geleiras e água do mar.

Os 4000 ppmv é 10 vezes 400 ppmv ou 3.32 duplicações (2 3.32 ) de 400 ppmv. Cada duplicação de CO2 tem um forçamento de 3.7 W/m2 , então 4000 ppmv tem uma força de 12.84 W/m 2 . Adicionando a insolação 229,95 dá um efeito de aquecimento de 242,23 W/m 2 ou 4,23 W/m 2 em relação ao forçamento atual.

Como fonte de carbono disponível, o CO2 atmosférico é a principal fonte de carbono para a vida na Terra, tendo sua concentração na atmosfera pré-industrial estabelecida desde o final do Pré-Cambriano, por volta de 545 milhões de anos. O CO2 também tem sua concentração regulada por organismos fotossintéticos e fenômenos geológicos. Plantas, algas e cianobactérias usam energia para realizar a fotossíntese e produzir carboidratos a partir do CO2 da água, com o oxigênio como um produto residual da atividade metabólica (Kaufman & Franz, 1996).

Como gás residual, atualmente o CO2 apresenta uma concentração média global de 404 partes por milhão por volume (ou 614 partes por milhão em massa) (NOAA & Pashley, 2016). As concentrações atmosféricas de CO2 flutuam ligeiramente com as estações do ano, caindo durante a primavera/verão (quando as plantas aumentam sua biomassa absorvendo o carbono atmosférico) e aumentam durante o outono/inverno (quando as plantas ficam adormecidas ou morrem e entram em decomposição). As concentrações também variam em uma base regional, mais fortemente perto do solo e nas áreas urbanas as concentrações são geralmente mais altas (George et al, 2007).

A concentração de CO2 vem aumentando devido as atividades humanas, que fizeram com que a concentração atmosférica do CO2 aumentasse cerca de 43% desde o início da industrialização (NOAA, 2005). As atividades humanas emitem cerca de 29 bilhões de toneladas de CO2 por ano, enquanto os vulcões emitem entre 0,2 e 0,3 bilhão de toneladas (NOAA, 2017).

Como o CO2 é o gás do efeito de estufa, absorve e emite radiação infravermelha nas suas duas frequências vibratórias de infravermelho-ativo. Isso faz com que o dióxido de carbono participe do aquecimento ou resfriamento do planeta. Aumentos nas concentrações atmosféricas de CO2 e outros gases de efeito estufa de longa duração, como o metano (CH4), o óxido nitroso (N2O) e o ozônio (O3), fortaleceram correspondentemente sua absorção e emissão de radiação infravermelha, causando o aumento da temperatura média global ao longo do tempo geológico e, claro, desde meados do século XX. Não só o aumento das concentrações de dióxido de carbono leva ao aumento da temperatura global da superfície, mas o aumento das temperaturas globais também causa concentrações crescentes de dióxido de carbono. Isso produz um feedback positivo para mudanças induzidas por outros processos (Genthon et al, 1987).

Aumento anual do CO2 atmosférico: na década de 1960, o aumento anual médio foi de 37% a média 2000-2007. Fonte: NOAA

No oceano, o CO2 dissolve-se e pode formar o ácido carbônico (H2CO3), bicarbonato (HCO3) e carbonato (CO32-). Há cerca de cinquenta vezes mais carbono dissolvido nos oceanos do que o existente na atmosfera. Os oceanos atuam como um enorme sumidouro de carbono e ocuparam cerca de um terço do CO2 emitido pela atividade humana (Doney & Naomi, 2006). À medida que a concentração de CO2 aumenta na atmosfera, a maior absorção deste gás nos oceanos está causando uma diminuição considerável no pH dos oceanos, denominada de acidificação do oceano, e afeta os sistemas biológicos: a cadeia alimentar de autótrofos, heterótrofos, organismos coccolitóforos, corais, foraminíferos, equinodermos, crustáceos e moluscos.

A solubilidade do CO2 diminui à medida que a temperatura da água aumenta (Duana & Rui, 203) e, portanto, a taxa de absorção da atmosfera diminui à medida que a temperatura do oceano aumenta. A maior parte do CO2 absorvido pelo oceano (cerca de 30%) do total liberado na atmosfera forma o ácido carbônico em equilíbrio com bicarbonato (Cai et al, 2010).

Há 500 milhões de anos, a concentração de dióxido de carbono foi 20 vezes maior do que hoje, diminuindo para 4 – 5 vezes durante o período Jurássico e depois passou uma redução particularmente rápida a 49 milhões de anos atrás (Berne et al, 2001).

CO2 no passado

O CO2 atmosférico é um importante gás com efeito de estufa, e devido ao seu curto período de residência (cerca de 4 anos) e numerosas fontes e sumidouros, tem o potencial de regular o clima em uma vasta gama de prazos, de anos para milhões de anos. Por exemplo, o aumento de 30% nas concentrações atmosféricas de CO2 nos últimos 100 anos foi acompanhado por um aumento da temperatura média do planeta significativa (Mann et al, 1999, 2003).

Durante toda história da Terra, há momentos em que o CO2 atmosférico apresenta-se em maior concentração do que os níveis atuais. Curiosamente, o planeta experimentou vastas regiões sob influência da glaciação durante alguns desses períodos. Alguns negadores das mudanças climáticas usam estes episódios para argumentar que contradiz o efeito de aquecimento do CO2. Este argumento é errado por um simples motivo: o CO2 não é o único motor do clima.

Em 2004, quando Royer e colegas revisaram os registros geológicos de CO2 e glaciações, descobriu que o CO2 estava baixo (<500ppm) durante períodos de glaciações continentais de longa duração e generalizadamente altos (> 1000 ppm) durante outros períodos mais quentes.

Tanto o Paleozoico antigo quanto o Mesozóico (período entre aproximadamente 250 a 65 milhões de anos atrás) calcula-se ter ficado muito frio por muito tempo.

As reconstruções paleoclimáticas mostram que as concentrações de CO2 na atmosfera variaram de até 7.000 partes por milhão (ppm) durante o período Cambriano há cerca de 500 milhões de anos, e até 180 ppm durante a glaciação Quaternária nos últimos 2 milhões de anos. A concentração média anual global de CO2 aumentou em mais de 40% desde o início da Revolução Industrial, saindo de 280 ppm – nível que tinha sido mantido nos últimos 10 mil anos até meados do século XVIII (Eggleton & Eggleton, 2013), para a 403 ppm até 2016 (Dlugokencky, 2016). A concentração atual é a mais alta em pelo menos 800 mil anos (Amos, 2006) e talvez o maior nos últimos 20 milhões de anos (IPCC) – com exceção de um caso.

As concentrações de dióxido de carbono variaram bastante ao longo da história da Terra de 4,54 bilhões de anos. O CO2 esteve presente na “primeira” atmosfera da Terra, pouco depois de formação planetária. A medida que o tempo foi passando e os processos geológicos e biológicos foram sendo estabelecidos, uma “segunda” atmosfera da Terra surgiu e gases mais leves como o hidrogênio e o hélio escaparam para o espaço. O oxigênio estava pouco presente e sua produção livre por fotossíntese através das cianobactérias surgiu somente 2 bilhões de anos após a origem da vida. Eventualmente, sua presença como gás residual levou à um evento catastrófico para a vida que não estava adaptada a presença deste gás. Este evento acabou com a segunda atmosfera terrestre e iniciou a “terceira”: a atmosfera atual.

Em longas escalas de tempo, a concentração atmosférica de CO2 é estabelecida a partir do equilíbrio entre os processos biogeoquímicos, incluindo a fixação de carbono orgânico em sedimentos, intempéries de rochas de silicatos e vulcanismo. Em uma escala de tempo de bilhões de anos, essa tendência descendente parece continuar a ser indefinida, pois os lançamentos históricos maciços ocasionais de carbono enterrado pelo vulcanismo serão menos frequentes (como o resfriamento do manto da Terra desde sua origem, e o esgotamento progressivo do calor radioativo interno) (Caldeira & Kasting, 1992).

O método mais direto e evidente de mensurar as concentrações de CO2 atmosférico em períodos passados é a partir de uma amostragem instrumental de bolhas de ar (inclusões de fluidos ou gases) presas nas calotas de gelo presentes na Antártida ou na Groenlândia. Os dados amplamente aceitos de tais estudos provêm de uma variedade de núcleos Antárticos que indicam que as concentrações atmosféricas de CO2 foram cerca de 260-280 ppmv (onde v representa o volume) anteriores as emissões industriais terem começado, e não variaram muito nos 10 mil anos anteriores (Etheridge et al, 1998).

O registro mais antigo do núcleo de gelo vem da Antártica Oriental, onde o gelo foi amostrado até uma idade de 800 mil anos (Amos, 2006). Durante este tempo, a concentração atmosférica de dióxido de carbono variou entre 180-210 ppm nas Eras Glaciais, aumentando para 280-300 ppm durante os interglaciares mais quentes (Hileman, 2005 & NOAA). O início da agricultura humana durante o atual Holoceno pode estar fortemente ligado ao aumento atmosférico do CO2 após a última Era Glacial, um efeito de fertilização aumentando o crescimento da biomassa da planta e reduzindo os requisitos de condutância estomática para a absorção de CO2, reduzindo conseqüentemente as perdas de água de transpiração e aumentando a eficiência da utilização da água (Richerson et al, 2001).

Várias medidas de representação (chamada de proxy) são usadas para tentar determinar as concentrações atmosféricas de dióxido de carbono milhões de anos no passado. Elas incluem taxas de isótopos de carbono e boro em certos tipos de sedimentos marinhos e o número de estômatos observados nas folhas das plantas fósseis. Embora essas medidas ofereçam estimativas muito menos precisas da concentração de dióxido de carbono do que os núcleos de gelo, há evidências de concentrações de volume de CO2 muito altas entre 200 e 150 milhões de anos atrás de mais de 3.000 ppm, e entre 600 e 400 milhões de anos atrás de mais de 6.000 ppm (IPCC). Em momento mais recentes da história da Terra, a concentração atmosférica de CO2 continuou a cair cerca de 60 milhões de anos atrás.

No evento de extinção Eoceno-Oligoceno, a cerca de 34 milhões de anos atrás, quando a camada de gelo da Antártida começou a tomar sua forma atual, o CO2 na atmosfera apresentava-se em 760 ppm (Phys.org) e há evidências geoquímicas de que as concentrações eram menores do que 300 ppm por cerca de 20 milhões de anos atrás. A diminuição do CO2, com um ponto de inflexão de 600 ppm, foi o agente primário que forçou a glaciação antártica (Pagani et al, 2011 & Science Daily). As baixas concentrações de CO2 podem ter induzido e favorecido a evolução de plantas C4, que aumentaram muito em abundância entre 7 e 5 milhões de anos atrás (Osborne & Beerling, 2006).

As plantas C4 possuem grande afinidade com o CO2, e usam 4 moléculas de carbono no ácido oxalacético, formado após o processo de fixação de carbono. Devido à alta afinidade com o CO2, as plantas C4 apresentam uma grande vantagem em relação às plantas C3: elas sobrevivem em ambientes áridos porque atingem as taxas máximas de fotossíntese somente sob elevadas intensidades de radiação solar, fazendo com que fixem mais CO2 por unidade de água perdida. Elas são mais econômicas quanto ao uso da água durante a fixação e a fotossíntese.

Gráfico de CO2 (verde), temperatura reconstruída (azul) e poeira (vermelho) do núcleo de gelo Vostok nos últimos 420 mil anos

Entender o clima passado exige incluir outros condutores climáticos. Para fazer isso, um estudo reuniu 490 registros de proxy para reconstruir os níveis de CO2 nos últimos 540 milhões de anos (Royer 2006).

Os níveis atmosféricos de CO2 atingiram valores espetacularmente altos no passado profundo, chegando a mais de 5000 ppm no Ordoviciano Tardio, por exemplo, há cerca de 440 milhões de anos. No entanto, a atividade solar também é um elemento importante que entra na equação.

No início do Fanerozóico, a produção solar era cerca de 4% inferior aos níveis atuais. Como períodos de baixo CO2 coincidem com períodos de glaciação geograficamente genéricos, isso leva ao conceito do limiar de CO2/Gelo, ou seja, questionar qual o nível de CO2 necessário para iniciar uma glaciação. Quando o sol está menos ativo, o limiar de gelo e CO2 é muito maior. Por exemplo, enquanto o limite de gelo de CO2 para a Terra atual é estimado em 500 ppm, o limite equivalente durante o Ordoviciano Tardio (450 milhões de anos atrás) era de 3000 ppm. Isto significa que uma série de elementos (variáveis) devem entrar na equação para determinar se uma glaciação vai ocorrer ou não. É possível que mesmo diante de altas concentrações de CO2 haja glaciações.

No entanto, até recentemente, os níveis de CO2 durante o Ordoviciano Tardio eram considerados muito maiores do que 3000 ppm, o que era problemático, já que a Terra experimentava condições glaciais no momento.

Pesquisas que examinam isótopos de estrôncio no registro de sedimentos elucidaram mais sobre esta questão (Young, 2009). O registro de estrôncio mostra que, em torno do Ordoviciano Médio, a resistência às intempéries aumentou, levando a um aumento no consumo de CO2. No entanto, isso foi equilibrado pelo aumento do descarte vulcânico, adicionando CO2 à atmosfera. Cerca de 446 milhões de anos atrás, a atividade vulcânica diminuiu, enquanto as intempéries da rocha permaneceram altas. Isso fez com que os níveis de CO2 caíssem abaixo de 3000 ppm, iniciando um processo de resfriamento.

Então, vemos que as comparações do clima atual com os períodos de 500 milhões de anos atrás precisam levar em conta que o sol estava menos ativo do que agora.

A concentração do CO2 atual é a mais alta em pelo menos 800 mil anos (Amos, 2006) e talvez a maior nos últimos 20 milhões de anos (IPCC) – com exceção de um caso: Cerca de 3 milhões de anos atrás, durante o Plioceno quando a concentração estava como a atual. Naquela época, os níveis de CO2 permaneceram em torno de 365 a 410 ppm por milhares de anos. As temperaturas do Ártico foram maiores que 11 e 16°C (Csank 2011). As temperaturas globais durante deste período são estimadas em 3 a 4°C mais quentes do que as temperaturas pré-industriais e os níveis do mar foram cerca de 25 metros acima do nível atual do mar (Dwyer 2008).

Na escala de tempo mais longa dos ciclos glaciais/interglaciais (100 mil anos), há uma longa correlação entre o CO2 e as temperaturas polares (Barnola et al, 1987; Petit et al, 1999). Embora tenha sido debatido por muitos anos, é claro que o CO2 atuou como um modelador climático ou um amplificador importante (Shackleton, 2000). Para os climas pré-Quaternários, os registros do núcleo de gelo não existem, mas uma multidão de proxies e modelos de CO2 foram desenvolvidos. Tal como acontece com os registros recentes (100 anos) e Quaternários (100 mil anos), uma correspondência estreita entre CO2 e temperatura geralmente é encontrada no Fanerozóico (Crowley & Berner, 2001). Em conjunto, o CO2 parece ser um importante motor do clima em todos os prazos.

O papel do CO2 na regulação do clima em relação às estações do Fanerozóico foi questionado usando registros a partir do carbonato marinho raso (Veizer et al, 2000) e padrões modelados de fluxos de raios cósmicos (Shaviv e Veizer, 2003). Se correto, os raios cósmicos, agindo ostensivamente através de variações no albedo (refletividade) das nuvens, podem ser mais importantes do que o CO2 na regulação no Fanerozóico.

Comparação de registros de CO2 no clima do Fanerozóico

Múltiplos modelos geoquímicos de evolução atmosférica do CO2 foram desenvolvidos nos últimos anos; os modelos mais completos acompanham a troca de carbono entre o carbono sedimentar orgânico e inorgânico enterrado, a atmosfera e os oceanos (Berner, 1991; Tajika, 1998; Berner e Kothavala, 2001; Wallmann, 2001; Kashiwagi e Shikazono, 2003).

O registro de rocha de depósitos glaciais oferece a abordagem mais conservadora para reconstruir o clima de Fanerozóico. É difícil imaginar que climas globalmente quentes coexistam com massas de gelo continentais extensas e duradouras, particularmente quando o gelo chegou às latitudes médias. O registro de ganhos e outras evidências diretas para a glaciação (Crowley, 1998) é mostrado na figura abaixo.

CO2 e clima – Distribuição latitudinal de evidências glaciais diretas (tillites, estriadas
Rochedo, etc.) em todo o Fanerozóico.

O registro de CO2 compara-se previsivelmente com o registro glacial, com valores baixos (<500 ppm) durante períodos de glaciação de intensa e longa duração no período Permo-Carbonífero (330-260 milhões de anos) e no Cenozóico Tardio (30 milhões de anos) com valores altos (> 1000 ppm) em todos os outros momentos. O Ordoviciano Tardio (440 milhões de anos) representa o único intervalo durante o qual as condições glaciais aparentemente coexistiram com uma atmosfera rica em CO2.

Além disso, a evidência geoquímica é consistente com uma redução tardia do CO2 do Ordoviciano (Kump et al, 1999), sugerindo que o CO2 e a temperatura permaneceram de fato acoplados.

A visão tradicional de um Mesozoico uniformemente quente tem sido cada vez mais questionada. Por exemplo, Frakes et al, (1992) consideram do Jurássico Médio ao Cretáceo Superior (183-105 milhões de anos) um “modo frio”.

Criticamente, o modo climático do Jurássico Médio ao Cretáceo Superior é fundamentalmente diferente do Permo-Carbonífero e do Cenozóico Tardio. A existência de florestas polares produtivas durante grande parte do Mesozóico (Vakhrameev, 1991; Huber et al, 2000) é incompatível com as placas de gelo de longa duração que caracterizam os verdadeiros períodos glaciais. Existem evidências indiretas de gelo sazonal (ou alpino), mas esses intervalos foram provavelmente breves dentro do Mesozóico, por outro lado, quente (Price, 1999). Além disso, as evidências indiretas como detritos de gelo, devem ser tratadas com cautela, uma vez que tais depósitos são encontrados em cada período do Fanerozóico, exceto no Triássico (Frakes et al, 1992). A melhor evidência indireta para o gelo do Mesozóico combina as considerações do nível do mar com isótopos de oxigênio e registros de conteúdo de estrôncio (Stoll e Schrag, 1996, 2000).

Conclusão

Existe uma boa correlação entre baixos níveis de CO2 atmosférico e a presença de glaciações continentais bem documentadas de longa duração. É cada vez mais reconhecido que os climas globalmente quentes anteriormente considerados estáveis ​​são de fato bastante dinâmicos, por exemplo, o Cretáceo Médio (Wilson & Norris 2001), o Eoceno (Wade & Kroon 2002) e Holocene (Indermühle et al, 1999).

Por exemplo, embora o período Turoniano do Cretáceo (90 milhões de anos) seja um dos intervalos de aquecimento global mais bem documentados da história da Terra (Wilson et al, 2002; Bice et al, 2003), apresenta evidências de dois propostos Intervalos de gelo (Figura B abaixo). Toda esta sequência “resfriamento/aquecimento/resfriamento…” está dentro do Cretáceo Tardio no “modo quente” do Terciário Superior (Frakes et al, 1992).

Independentemente da semântica, a questão importante é a determinação das forças responsáveis ​​pela mudança climática global. Para este fim, Dromart et al, (2003) relataram evidências de uma redução temporária do CO2 atmosférico durante o evento glacial de 160 milhões de anos atrás. Se correto, um efeito estufa reverso com CO2 pode ser o responsável por este breve período de resfriamento.

O perfil do CO2 não só registra um limite mínimo do gás para este evento, mas também durante outros cinco eventos de gelo propostos.

CO2 e clima – A: Comparação das previsões do modelo (GEOCARB III, Berner e Kothavala, 2001) e construções de proxies de CO2. 10 milhões de anos. Os picos de tempo são usados em ambas as curvas. A área sombreada representa um intervalo de erro para previsões do modelo. B: Intervalos de climas glaciares (azul escuro) ou frio (azul claro).

A maioria das fontes de emissões de CO2 naturais são equilibradas em vários mecanismos naturais. Por exemplo, a decadência natural do material orgânico nas florestas e pastagens e a ação dos incêndios florestais resulta na liberação de cerca de 439 gigatoneladas de dióxido de carbono por ano, enquanto o novo crescimento neutraliza totalmente esse efeito, absorvendo 450 gigatoneladas por ano (IPCC). Embora o CO2 inicial na atmosfera da Terra ainda jovem tenha sido produzido por atividade vulcânica, a atividade vulcânica moderna libera apenas 130 a 230 megatoneladas deste gás por ano (Gerlach, 1991). Estas fontes naturais são quase equilibradas por sumidouros naturais, processos físicos e biológicos que eliminam o dióxido de carbono da atmosfera. Por exemplo, alguns são removidos diretamente da atmosfera por plantas terrestres para fotossíntese e é solúvel em água formando ácido carbônico.

O Devoniano (419 a 359 milhões de anos atrás) foi um período quente, a temperatura média do planeta talvez tenha chegado a 30°C (86°F). Os níveis de CO2 caíram abruptamente em todo o período Devônico, enquanto o enterro das florestas recém-desenvolvidas tirava o carbono da atmosfera para formação de sedimentos; isso pode ter refletido em um resfriamento no Devoniano média em cerca de 5°C. Posteriormente, o Devoniano Tardio aqueceu-se novamente, para níveis equivalentes ao Devoniano adiantado (Joachimski et al, 2009). Estas oscilações climáticas de longo-prazo acabam modelando as características faunistas e florísticas ao longo do tempo geológico. Por exemplo, o fóssil mais antigo de um animal que é definitivamente um inseto é do período Devoniano. O Rhyniognatha hirsti, estimado entre 407 a 396 milhões de anos atrás (Engel & Grimaldi, 2004) já possuía mandíbulas dicondílicas, uma característica associada a insetos alados, sugerindo que as asas já podem ter evoluído neste momento. Os primeiros insetos provavelmente apareceram mais cedo, no período de Siluriano (Engel & Grimaldi, 2004). Como outros insetos de seu tempo, o Rhyniognatha presumivelmente se alimentou de plantas esporofilas – com órgãos produtores de esporos.

Uma revisão de 2005 de 12 experimentos em que se a analisou uma concentração atmosférica de CO2 entre 475-600 ppm mostrou um ganho médio de 17% no rendimento das culturas, com as leguminosas tipicamente apresentando maior resposta do que outras espécies, e com as plantas C4 (Ainsworth, 2005).

Victor Rossetti

Palavras chave: NetNature, Rossetti, CO2, Aquecimento global, Mudanças Climáticas, Ilhas de calor, Glaciação, Co2, Fanerozóico, Partes Por Milhão, Ordoviciano, Devoniano, Cretáceo, Jurássico, Triássico.

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