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INSTITUTO DE QUÍMICA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS - GEOQUÍMICA
FRANCISCO JAVIER BRICEÑO ZULUAGA
RECONSTRUÇÃO DA VARIABILIDADE, TENDÊNCIAS E MECANISMOS CLIMÁTICOS NA PLATAFORMA CENTRAL DO PERU ATRAVÉS DOS APORTES
TERRÍGENOS DOS ÚLTIMOS 1100 ANOS
NITERÓI
2016
FRANCISCO JAVIER BRICEÑO ZULUAGA
RECONSTRUÇÃO DA VARIABILIDADE, TENDÊNCIAS E MECANISMOS
CLIMÁTICOS NA PLATAFORMA CENTRAL DO PERU ATRAVÉS DOS APORTES
TERRÍGENOS DOS ÚLTIMOS 1100 ANOS
Tese apresentada ao Curso de Pós-
Graduação em Geociências da
Universidade Federal Fluminense, como
requisito parcial para a obtenção do Grau
de Doutor. Área de Concentração:
Geoquímica Ambiental.
Orientador:
Dr. Abdelfettah Sifeddine
NITEROI
2016
AGRADECIMENTOS
Inicialmente quero agradecer profundamente ao meu orientador e amigo
Abdel por todos os ensinamentos proporcionados no nível acadêmico e no pessoal.
Os anos em que tive a oportunidade de trabalhar com ele foram realmente
inspiradores. Ele me ensinou a ter responsabilidade e rigor acadêmico, sem os quais
não poderia ter uma formação completa como pesquisador. Com seu jeito ganhou
minha lealdade e admiração. Assim, me sinto em dívida com ele por tudo que recebi
durante o doutorado. Agradeço todo o pessoal da Universidade Federal Fluminense,
do Institut de recherche pour le développement (IRD), especialmente Sandrine
Caquineau e, do Instituto do Mar do Peru (IMARPE), especialmente Federico
Velazco e Dimitri Gutierrez pelo aprendizado que adquiri trabalhando com eles ao
longo de todos esses anos. Tais experiências me enriqueceram pessoal e
professionalmente.
Agradeço também aos meus colegas e professores, disfrutei muito a
companhia de vocês. Aos membros da banca de avaliação, muito obrigado por suas
criticas construtivas e conselhos os quais enriqueceram a qualidade do trabalho. Um
agradecimento especial à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível
Superior (CAPES) pela bolsa de estudos. Aos meus pais, faço um reconhecimento
especial pelo seu apoio e carinho incondicional durante todos esses anos; acredito
que fiz valer a pena ficar longe deles. Meu pai, que sempre me ensinou seguir em
frente com um sorriso. Minha mãe que me ensinou acreditar em mim e nas pessoas.
Aos meus irmãos, sinto muito ter ficado longe, mas nunca me esqueci de vocês.
Agradeço aos meus amigos Maria P, Juli, Willy, Viviana e Lucho. Obrigado pela boa
energia que vocês me mandaram desde o começo. A Jorge, Javier, Isabel e Carine
obrigado pelos bons momentos e discussões cientificas. A James obrigado por me
abrir caminho na paleo e, por se converter em família. Ao Daniel e o seu pai pela
ajuda em Lima. A Marcia, que sempre me deu seu apoio e conselho, como se fosse
uma mãe. Finalmente quero agradecer profundamente a Barbara, por compartilhar
as alegrias e frustrações desse caminho comigo. Teu carinho é um sentimento que
aprecio dia a dia e, me ajuda a ser melhor pessoa e, acredito melhor profissional.
RESUMO
Este trabalho apresenta o registro da distribuição granulométrica de sedimentos
laminados recuperados na plataforma continental de Pisco (Peru), que é
caracterizada pelos aportes fluviais regionais (relacionado com aumento das
precipitações) e pelo aporte eólico local (relacionado com a intensidade do vento
local). Esse registro vai desde a Anomalia Climática Medieval (ACM) até o Período
de Aquecimento Moderno (PAM) passando pela Pequena Idade do Gelo (PIG) numa
escala secular até subdecadal. As simulações da distribuição e trajetórias
atmosféricas do material eólico durante eventos registrados de erosão por
tempestades de areia na região realizadas em Hysplit4 são apresentadas. Os
resultados dessas simulações suportam o fato de que a origem eólica das partículas
grosseiras ocorre no sedimento marinho. Os componentes granulométricos
identificados são discutidos a partir do modelo matemático de fraccionamento de
GOMES et al., (1990). Este modelo assume que a composição mineral dos
sedimentos está composta por uma assembléia de diferentes populações de
partículas minerais com distribuições granulométricas logarítmicas normais. Foi
utilizada uma rotina interativa de mínimos quadrados para ajustar a distribuição
granulométrica em uma expressão matemática que permite quantificar e identificar
os diferentes componentes litológicos para depois inferir os mecanismos de
transporte envolvidos e a variação espacial e temporal. O objetivo deste estudo foi
separar os padrões de sedimentação do material terrígeno (eólico e fluvial) assim
como os processos mais importantes que controlam à entrada deste material para
entender como esses processos refletem a variabilidade climática e atmosférica
durante o ultimo milênio. Nossos resultados mostram um ativo transporte de
partículas eólicas durante a segunda metade da ACM com uma rápida diminuição da
ACM para a PIG. Durante a PIG a erosão eólica exibe uma diminuição na sua
atividade e assim, um enfraquecimento na intensidade do vento, ao mesmo tempo
um incremento na descarga fluvial é apresentada e, isto se relaciona com um
incremento na precipitação continental. Durante o PAM o transporte eólico apresenta
um rápido e progressivo incremento em relação com o ACM e a PIG, enquanto que
a aporte fluvial apresenta uma diminuição. Neste trabalho as simulações da
distribuição e trajetórias do material eólico durante os eventos de erosão é
apresentado. Comparações com outros registros paleoambientais indicam que
essas mudanças estão vinculadas à mudanças no deslocamento meridional da Zona
de Convergência Intertropical (ZCIT) e Alta Subtropical do Pacífico Sul (ASPS) assim
como a atividade da circulação da célula de Walker em escala de tempo secular.
Finalmente a deposição eólica e em consequência a intensidade do vento e sua
variabilidade dos últimos 100 anos é muito mais forte que durante a ACM sob
condições similares na posição do sistema ZCIT-ASPS. Esta tendência sugere uma
forçante adicional na intensificação da circulação atmosférica, consistente com o
atual padrão da Oscilação multidecadal do Atlantico e a tendência de aquecimento
climático.
Palavras-chave: Variabilidade climática, Final do Holoceno, ENSO, Granulometria,
Peru.
ABSTRACT
In this work are present record of laminated sediments cores retrieved in the
continental shelf of Pisco (Peru) that characterize fluvial regional discharge and the
wind local aeolian transport (related with the wind intensity) from Medieval Climate
Anomaly (MCA) to Little Ice Age (LIA) and the current warm period (CWP) at
centennial to sub-decadal resolution. The particle grain size components are
discussed using a mathematical model of fractionation. This model assumes that
lithological composition of the sediment is an assembled of several log-normally
distributed particle population. In this way, an interactive least square fitting routine is
used to fit the particle grain size collected with the mathematical expression. This
allows inferring the spatial and temporal variation of particles populations and thus
transport mechanisms involved. The aim of the study is unmixing and reconstructs
the patters of terrigenous (aeolian and fluvial) sedimentation as well as the most
important processes that control the input of this material to understand how these
components reflect atmospheric climate variability during the last millennium. Our
results presented in this work showed active aeolian erosion during the second half
of the MCA and rapid decrease from the MCA to the LIA. During the LIA the aeolian
erosion exhibit a decreased activity and them a weak in the atmospheric circulation
on the same time an increase of fluvial discharge is showed this is relate with an
increase of continental precipitation. During the CWP the aeolian erosion transport,
display a rapid and progressive increase in relation to MCA and LIA, whereas the
fluvial discharge exhibited a decrease. In this work simulation of the aeolian
distribution and their trajectories during erosion events are also presented.
Comparison with others records indicate that those changes are linked to change in
the meridional position of the Intertropical convergence zone (ITCZ) and South
Pacific Subtropical High (SPSH) at the centennial time resolution. Finally the CWP
show increase in the aeolian deposition and thus in the wind intensity over the past
two centuries likely represents the result of the modern position of the ITCZ–SPSH
system and the associated intensification of the local and regional winds.
Nevertheless, the aeolian deposition and in consequence the wind intensity and
variability of the last 100 yr are stronger than the second sequence of the MCA under
similar position of the ITZC-SPSH system. This trend suggests an additional forcing
in the intensification of the atmospheric circulation, consistent with the current pattern
of climate change.
Keywords: Climate change, Late Holocene. ENSO, Grain size components, Peru.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 - Clorofila A (Chl-a) baseado em dados de Sea-WiFS (1997–2006),
velocidade dos ventos ao longo (ECMWF–ERA40) da zona costeira de Pisco e, a
temperatura superficial do mar (SST) na mesma área ............................................... 23
Figura 2 - Média mensal, no verão (Dezembro – Fevereiro) encima e Inverno (Julho-
Setembro) embaixo, da velocidade e direção dos ventos superficiais (resolução
1°x1°) em América do Sul de 1948 até 2015 (dados de reanalises de NCEP/NCAR
da NOAA/ESRL). ......................................................................................................... 25
Figura 3 - Média mensal de precipitação (mm/dd) comparativa entre um mês pico de
verão (Fevereiro-encima) e um mês pico de inverno (Agosto-abaixo) entre 1998 e
2010. Ressalta-se a variabilidade meridional e espacial da precipitação em função
da posição da ZCIT. Dados obtidos do 3B43 TRMM (resolução de 0.25°x 0.25°). As
imagens cobrem o globo de 50°N a 50°S. .................................................................. 33
Figura 4 - Rios ao longo da costa Peruana.. .............................................................. 34
Figura 5 - Evento de erosão com tempestade de areia (Ventos Paracas – VP) na
Região de ICA, Peru. Imagem MODIS Aqua-Terra, composição cor verdadeira com a
refletância de superfície (NASA). Na imagem pode-se observar a trajetória, cobertura
da dispersão de partículas eólicas sobre o continente e o oceano. ........................... 35
Figura 6 - Processo de emissão e transporte de partículas em relação com o seu
tamanho. ...................................................................................................................... 37
Figura 7 - Expressões semi-empíricas (linhas de cores) e medidas (símbolos) do
umbral de velocidade de fricção requerida para iniciar a saltação na Terra em
condições naturais. Medidas de umbral de fluido para areia e poeira (símbolos
cheios Bagnold 1937, Chepil 1945, Zingg 1953, Iversen et al. 1976) e, medidas de
umbral de fluido para outros materiais diferentes de areia e poeira (símbolos abertos
Fletcher 1976, Iversen et al. 1976).. ........................................................................... 38
Figura 8 - Relação entre a distribuição granulométrica e a latitude ao longo da costa
chilena.. ....................................................................................................................... 42
Figura 9 - Esquema da circulação oceânica do Pacífico Tropical Leste (Extraído e
modificado de MONTES et al., 2010). Contracorrente profunda em direção ao Polo
(CPP), Corrente costeira do peru (CCP), Corrente Sul Equatorial (CSE),
Contracorrente primária sub-superficial do Sudeste (CpSS), Corrente secundária
sub-superficial do Sudeste (CsSS), Corrente Profunda Equatorial (CPE), Contra
Corrente Peru Chile (CCPC), Contra Corrente Norte Equatorial (CCNE), Corrente
Oceanica do Peru (COP) . .......................................................................................... 45
Figura 10 - Composição dos vetores de velocidade média dos ventos superficiais
m/s para verão (Dez-Fev) e inverno (Jul-Set) na região de sudoeste do Peru entre
1948 e 2015. Dados de reanalise do NCEP/NCAR. ................................................... 47
Figura 11 - Valores de produtividade primária média (gCm-2dia-1) ao longo da
margem Peruana. Valores são integrados para a zona fótica e representam uma
média para ~10 anos. Os principais núcleos da ressurgência onde a produtividade é
maior ficam em evidência incluindo a área de estudo.. .............................................. 49
Figura 12 - A) Região de estudo e evento de erosão com tempestade de Areia
(Ventos Paracas – VP) na Região de ICA, Peru. Imagem MODIS Aqua-Terra,
composição cor verdadeira com o reflexo de superfície (NASA). B) Dados da
distribuição granulométrica de armadilhas BSNE (2m) (em laranja) e do solo na
mesma área (em preto), estações MixPaleo e WindA demarcadas como triângulos
vermelhos no mapa. C) Distribuição granulométrica registrada no testemunho de
sedimento B06 (BRICEÑO ZULUAGA et al., 2015) demarcado como ponto amarelo.
..................................................................................................................................... 55
Figura 13 - Mastro (esquerda) e caixa de coleção de poeira tipo BSNE (direita) para
tempestades de areia, localizadas na estação WindA. .............................................. 57
Figura 14 - A) Áreas de emissão identificadas nas imagens MODIS B) Exemplos de
emissões de poeira mineral de diferentes intensidades. ............................................ 58
Figura 15 - Simulação da dispersão e trajetória das partículas de A) 3µm, B) 10µm e
C) 50µm e D)90 µm no modelo Hysplit4 para os eventos dos dias 23/Jul/2014 e
24/Fev/2015................................................................................................................. 61
Figura 16 - A) Campo de ventos, B) Velocidade da componente de vento Meridional
(V) m/s, C) Velocidade da componente de vento Zonal (U) m/s durante os VP
estudados. ................................................................................................................... 63
Figura 17 - Localização dos testemunhos de sedimento B040506 (B06 - círculo
preto) e G10-GC-01 (G10 - Triângulo preto) na margem continental central da
plataforma Peruana. As linhas batimétricas de contorno estão em intervalos de 25m,
de 100m a 500m de profundidade. ............................................................................. 69
Figura 18 - Correlação cruzada da estratigrafia das sequências laminares (Imagens
SCOPIX) entre o box core B14 (O testemunho recuperado com as laminações mais
continuas, sem perturbação é com sequencias melhor preservadas), B06 e o gravity
core G10 todos recuperados na plataforma continental de Pisco. Na imagem
SCOPIX as cores foram invertidas, assim, as lâminas escuras representam o
sedimento mais denso. O número ao lado direito das imagens representa as
datações de 14C não calibrado. A linha amarela representa a posição do “shift”
(GUTIÉRREZ et al., 2009). A linha preta entre o B14 e B06 indica o começo da
atividade de 241Am. As linhas pretas à esquerda dos testemunhos indicam depósitos
homogêneos e colapsos, as linhas verdes colocadas à direita do testemunho
indicam a extensão de camadas de diatomáceas. Os marcadores estratigráficos
estão representados por linhas contínuas coloridas mais finas, que indicam
correlações menos óbvias possíveis, mais detalhes em SALVATTECI et al. (2014a).
..................................................................................................................................... 70
Figura 19 - A) Datações de AMS 14C do boxcore B06 e seu desvio padrão, B)
Modelo de idade do testemunho B06 (210Pb, 137Cs e 241Am mais 14C usando o ΔR
estimado). C) Datações de AMS 14C do gravity core G10 com desvio padrão e, D)
Modelo de idade do testemunho G10. ........................................................................ 71
Figura 20 - Distribuição granulométrica bruta correspondente ao registro completo
(sobreposição dos testemunhos B06 e G10). Uma distribuição bimodal é aparente. A
primeira composta por partículas finas de ~3 até 15µm; e a segunda por partículas
mais grosseiras entre ~50-120 µm. Em detalhe os períodos de ACM (Medieval
Climate Anomaly - MCA em inglês), PIG (Little Age Ice – LIA em inglês) e PAM
(Current Warm Period – CWP em inglês). .................................................................. 75
Figura 21 - Proporções de variabilidade (coeficiente de determinação) obtidas pela
análise de componentes principais (ACP) baseado na classificação granulométrica
de WENTWORTH, (1922). Quatro componentes podem explicar 97% da
variabilidade total da distribuição granulométrica das amostras. ............................... 76
Figura 22 - A) Descrição das quatro modas ajustadas calculadas (M1, M2, M3 eM4)
para a média granulométrica do registro total; em detalhe pode se ver um exemplo
do desvio padrão geométrico (Gsd) sua abundancia relativa dada em (%). ............. 77
Figura 23 - A) A variação da mediana granulométrica (D50) ao longo do registro e a
variação da abundância relativa dos componentes sedimentares: B) M1, C) Fluvial
(M2), D) Eólico (M3) e, o E) Eólico (M4) da distribuição granulométrica no registro
sedimentar F) As barras verdes representam as amostras onde foram encontradas
partículas muito grandes, relacionadas com ventos superficiais muito intensos na
região de Ica. ............................................................................................................... 82
Figura 24 - Reconstrução de: A) Temperaturas do Indo-Pacífico (OPPO;
ROSENTHAL; LINSLEY, 2009), B) Fluxo de %Ti na bacia de Cariaco (PETERSON;
HAUG, 2006), C) Anomalias da Atividade da ZMO Re/Mo, valores positivos indicam
condições sub-oxicas e valores negativos indicam condições mais anóxicas nos
sedimentos (eixo invertido para melhor interpretação) (SALVATTECI et al., 2014b),
D) Fluxo de material terrígeno (minerais totais) nos sedimentos de Pisco por
Sifeddine et al (2008), E) Variabilidade da descarga Fluvial (M2) sobre a plataforma
continental, F) Variabilidade da intensidade do vento (M4/(M3+M4)). ....................... 86
Figura 25 - A e B). Apresentam o cenário com e sem emissão de poeira por erosão
eólica sobre o estado de Ica e a plataforma continental (Imagens do MODIS
Aqua/Terra composição de cor verdadeira com refletância superficial). C) A área de
coleta do testemunho de sedimento. .......................................................................... 93
Figura 26 - Perfil de excesso de 210Pb e 241Am no testemunho B040506.
Reconstrução da queda de 137Cs no Hemisfério Sul (UNSCEAR, 2000), e
precipitação da atividade específica de 137Cs em Buenos Aires (Ribeir; Arribére,
2002). As características mais representativas das mudanças (início e períodos pico,
foram sombreadas) utilizou-se para identificar três marcadores temporais no perfil da
atividade especifica do 241Am. Os intervalos de tempo para cada marcador foi
estimado pelo excesso de 210Pb derivado da taxa de sedimentação na camada
superior e da camada da amostra.. ............................................................................ 94
Figura 27 - A.) Imagens SCOPIX do testemunho B040506 as cores foram invertidas,
as lâminas escuras representam sedimento mais denso e as claras os sedimentos
menos denso; os primeiros centímetros (30) se mostram contínuos, não perturbados
e com sequências laminares bem preservadas. As linhas verdes indicam depósitos
homogêneos, ou slumps. B) Interpolação do registro temporal da distribuição
granulometria bruta. C) Registro temporal da mediana granulométrica (D50). O
registro temporal varia entre 1 a 5 anos, desta forma foram aglomeradas em
intervalos de 5 anos para ajustar a resolução da amostra em relação aos maiores
intervalos de resolução. .............................................................................................. 97
Figura 28 - Contribuição relativa da distribuição granulométrica calculada post-shift
para o testemunho B040506. ...................................................................................... 98
Figura 29 - A) Reconstrução da série temporal da variabilidade das descargas
fluviais. B) Reconstrução da variabilidade do transporte eólico por erosão das
partículas de ~50µm. C) Reconstrução da variabilidade do transporte eólico por
erosão das partículas de ~100µm. D) Reconstrução da variabilidade da intensidade
do vento. E) Registro de anomalias de temperatura baseado nos dados publicados
por GUTIERREZ et al. (2009) (Eixo invertido para melhor interpretação). F)
Anomalias da temperatura média global do ar superficial (SAT) adaptado da Figura
1.1 de 2014 Arctic Report Card
(http://www.arctic.noaa.gov/reportcard/air_temperature.html). Os dados são da base
de dados do CRUTEM4v. G) Reconstrução da ODP (MANN ET AL.,2009) H)
Reconstrução da OMA (AMO-inglês) (MANN et al., 2009) I) Registro histórico da
variabilidade do ENOS (ENSO-inglês) mostrando eventos extremos e fortes La Niña
(X/xx, S/xx respectivamente) e eventos extremos e fortes El Niño (X/xy, S/xy
respectivamente). ...................................................................................................... 102
Figura 30 - Periodograma de Lamb das análises de série temporal da variabilidade
fluvial e eólica, com 95% e 90% de confiança (linhas vermelhas de cima para baixo
respectivamente). A) Partículas de ~50µm apresentam um primeiro pico
correspondente a períodos de 40 anos e um segundo a períodos de 10-12 anos. B)
Partículas de ~90 µm apresentam um pico correspondente a períodos de 21 anos.
C) Entrada de material fluvial, mostrando um primeiro pico correspondente a
períodos de 50-56 anos e, outros dois a períodos de 20anos e 16 anos. D) A
reconstrução da variabilidade da intensidade do vento mostrou um pico equivalente
a 21 anos. .................................................................................................................. 103
Figura 31 - Regressão sazonal dos dados de re-analise da velocidade dos ventos
superficiais meridionais (acima) e zonais (abaixo) (KALNAY et al., 1996) e a
Oscilação Decadal do Pacifico de 1948 até 2013 (Calculos e graficos foram
realizados no software da NOAA/ESRL Physical Sciences Division, Boulder
Colorado em http://www.esrl.noaa.gov/psd/). ........................................................... 105
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 - Parâmetros meteorológicos para pontos hotspot derivados do modelo (lat
-14.50 long -75.29) durante eventos de emissão VP. ................................................ 64
Tabela 2 - Medias dos parametros (Diametro medio geometrico Gmd, Amplitud A e,
Desvio padrão geometrico Dsd) dos 4 modas log-normais (componentes)
identificadas a partir da distribuição granulométrica bruta das amostras dos
testemunhos de sedimento B06 e G10. ...................................................................... 79
Tabela 3 - Valores mínimos, máximos e médias das componentes granulométricas
obtidos ao longo do registro na plataforma central de Pisco. ..................................... 81
LISTA DE ABREVIATURAS
A Amplitude
ACM Anomalia Climática Medieval
ASPS Alta Subtropical do Pacífico Sul
BSNE Big Spring Number Eigh
CCP Corrente costeira do peru
CEP Corrente Profunda Equatorial
CPP Contracorrente profunda em direção ao Polo
CpSS Contracorrente primária sub-superficial do Sudeste
CSE Corrente Sul Equatorial
CsSS Corrente secundária sub-superficial do Sudeste
D50 mediana granulométrica
ENOS El Niño Oscilação do Sul
GDAS sistema de assimilação de dados globais
Gmd média geométrica granulométrica
Gsd desvio padrão geométrico
HYSPLIT Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory model
MODIS Espectro radiômetro de imagens de media resolução
ODP Oscilação Decadal do Pacífico
OIP Oscilação Interdecadal do Pacífico
OMA Oscilação Multidecadal do Atlântico
PAM Período de Aquecimento Moderno
PIG Pequena Idade do Gelo
SASM Monção Sul-Americana
SRCH Sistema de Ressurgência da Corrente do Humboldt
TSM Temperatura Superficial do Mar
VP Ventos Paracas
ZCIT Zona de Convergência Intertropical
ZMO Zona de mínimo Oxigênio
SUMÁRIO
RESUMO .............................................................................................................................................. 5
ABSTRACT.......................................................................................................................................... 7
LISTA DE FIGURAS .......................................................................................................................... 9
LISTA DE TABELAS ........................................................................................................................ 14
LISTA DE ABREVIATURAS ........................................................................................................... 15
SUMÁRIO ........................................................................................................................................... 17
1 INTRODUÇÃO ....................................................................................................................... 18
2. OBJETIVOS ........................................................................................................................... 22
2.1. OBJETIVO GERAL ................................................................................................... 22
2.1.1. Objetivos específicos .................................................................................................................. 22
3. BASE TEORICA .................................................................................................................... 23
3.1. SISTEMA DE RESSURGÊNCIA DA CORRENTE DO HUMBOLT ........................... 23
3.2. CONDIÇÕES CLIMÁTICAS DO ULTIMO MILÊNIO E ÚLTIMO SÉCULO NO
CONTINENTE SUL AMERICANO ........................................................................................ 27
3.3. PROCESSOS DE APORTES DE MATERIAL TERRÍGENO À PLATAFORMA
CONTINENTAL PERUANA .................................................................................................. 32
3.4. INDICADORES PALEOAMBIENTAIS A PARTIR DO TAMANHO DAS PARTÍCULAS
39
4. DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO E DO FUNDAMENTO METODOLÓGICO ... 44
4.1. CARACTERÍSTICAS GERAIS DA ÁREA DE ESTUDO ............................................ 44
4.1.1. Fácies sedimentares e processos de sedimentação sobre a plataforma continental Peruana ..... 48
4.1.2. Modelo de distribuição granulométrica ................................................................................... 49
4.1.3. Modelo de Emissão Hysplit ..................................................................................................... 51
4.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO ................................................................................ 51
5. SIMULAÇÃO DO DESENVOLVIMENTO E EVOLUÇÃO DOS “VENTOS PARACAS”
USANDO HYBRID SINGLE-PARTICLE LAGRANGIAN INTEGRATED TRAJECTORY
MODEL-HYSPLIT ............................................................................................................................. 53
5.1. MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................ 53
5.1.1. Área de Estudo ........................................................................................................................ 53
5.1.2. Delimitação de fontes pontuais de emissão ............................................................................. 53
5.1.3. Modelo de trajetórias de emissão de Hysplit ........................................................................... 54
5.1.4. Medidas granulométricas de base para o modelo ....................................................................... 56
5.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO ..................................................................................... 57
5.2.1. Fontes potenciais de emissão de poeira ...................................................................................... 57
5.2.2. Padrão de emissões e dispersão de partículas durante os ventos Paracas (VP) .......................... 59
5.2.3. Características meteorológicas das emissões ............................................................................. 62
5.3. CONCLUSÕES ......................................................................................................... 64
6. ENTRADA DE MATERIAL TERRÍGENO NA PLATAFORMA CENTRAL PERUANA
(PISCO 14°S) DURANTE OS ÚLTIMOS 1.100 ANOS: IMPLICAÇÕES
PALEOCLIMÁTICAS ....................................................................................................................... 65
6.1. MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................ 65
6.1.1. Processos de sedimentação e características sedimentológicas sobre a plataforma
continental peruana .............................................................................................................. 65
6.1.2. Acoplamento testemunhos ....................................................................................................... 67
6.1.3. Análise de distribuição granulométrica.................................................................................... 72
6.1.4. Determinação dos componentes sedimentares e modelo de ajuste por deconvolução ............. 74
6.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO ................................................................................ 75
6.2.1. Bases para a interpretação ....................................................................................................... 75
6.2.2. Variabilidade da entrada de material fluvial e eólico durante os últimos ~1100 anos .............. 79
6.2.3. Interpretações Paleoclimáticas ................................................................................................. 84
6.3. CONCLUSÕES ......................................................................................................... 90
7. MUDANÇAS NA DEPOSIÇÃO EÓLICA NA PLATAFORMA CONTINENTAL
CENTRAL DO PERU DURANTE O ÚLTIMO SÉCULO E SUA RELAÇÃO COM AS
CONDIÇÕES ATMOSFÉRICAS ..................................................................................................... 92
7.1. MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................................... 92
7.1.1. Testemunho marinho e analises granulométricas ....................................................................... 92
7.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO ................................................................................ 96
7.3. CONCLUSÕES ....................................................................................................... 106
8. CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS .............................................................. 108
9. REFERÊNCIAS ................................................................................................................... 110
10. APENDICE ........................................................................................................................... 122
18
1 INTRODUÇÃO
A região de Pisco, é a zona de ventos superficiais mais intensos ao
longo da costa Peruana e, por isso possui um dos principais núcleos da
ressurgência costeira (GUTIÉRREZ et al., 2011; SUESS; KULM; KILLINGLEY,
1987; SYDEMAN et al., 2014). Isto ocorre devido aos ventos intensos que
correm ao longo da costa, ocasionando a ressurgência e incrementando a
produtividade. Os ventos regionais podem ser afetados na escala de tempo
interanual pela variabilidade do ENOS, assim como na escala decadal, pela
ODP. Diferentes fontes e mecanismos controlam a entrada de material
terrígeno na plataforma continental Peruana. Saukel et al. (2011) encontraram
o vento como principal agente transportador de poeira para além do fosso de
Peru-Chile, entre 5° e 25°S. Flores-Aqueveque et al. (2012) mostraram que na
região árida do Norte de Chile partículas tão grosseiras, em torno de ~100µm,
podem ser transportadas pela ação dos ventos e, que este fenômeno está
relacionado a variabilidade na força do vento interanual.
A região de Pisco é caracterizada pela ocorrência de tempestades de
areia chamadas de “Vientos Paracas” (VP’s), que transporta poeira à
plataforma continental como resposta à intensificação dos ventos que
promovem erosão estacional e eventos de transporte de partículas liticas no
deserto de Ica (~15°S). Segundo Gay (2005) este processo reflete as
condições de estabilidade atmosférica e conexões com a temperatura da
superfície do mar costeiro. Este fenômeno pode afetar também a dinâmica
ecológica, assim como, a rotina e a saúde da população local, já que a poeira
pode afetar a qualidade do ar (IRI - INTERNATIONAL RESEARCH INSTITUTE
FOR CLIMATE AND SOCIETY, 2011).
A revisão bibliográfica mostra que existe pouca a quase nula informação
sobre o padrão sinótico deste fenômeno, a saber: dispersão, magnitude e
trajetória das plumas do material mineral. O algoritmo específico para emissões
de poeira do modelo de Hysplit empregado neste trabalho, apoiada pela
avaliação das imagens de satélite diárias, se apresenta como uma alternativa e
complemento aos trabalhos de campo (WANG et al., 2011). Os resultados
19
destes modelos possibilitam uma revisão acerca da ocorrência deste
fenômeno, sua magnitude e localidades impactadas.
Em contraste, a descarga de sedimentos fluviais é importante no Norte
de Peru, região de rios de maior porte, mas que tem sua vazão reduzida em
direção ao sul, onde as condições áridas são dominantes (GARREAUD;
FALVEY, 2009; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982). Este material é
redistribuído em direção ao sul pelas correntes costeiras ao longo da
plataforma continental (MONTES et al., 2010). Além disso, na área de estudo
existem somente pequenos rios, como o rio Pisco que pode aumentar seu fluxo
durante eventos do tipo El Niño (BEKADDOUR et al., 2014). Adicionalmente,
tem sido observado que os eventos do tipo El Niño que coincidem com uma
ODP positiva existe um incremento na precipitação, tendo como consequência
uma elevação de descarga de material fluvial, principalmente dos principais rios
(e.g., Rio Santa ao norte do Peru). Porem, durante eventos tipo La Niña
coincidente com uma ODP negativa há uma tendência de ocorrer o oposto
(BÖNING; BRUMSACK, 2004; LAVADO CASIMIRO et al., 2012; ORTLIEB,
2000; REIN, 2005, 2007; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982; SEARS, 1954).
Assim, a plataforma continental de Pisco possui o conjunto de
características ideais para se estudar a circulação atmosférica local e regional
a partir do material litológico transportado para o oceano durante os eventos
VP’s e/ou aportes fluviais. A forte Zona Mínima de Oxigêno (ZMO), a qual
resulta em águas anóxicas e sedimentos sem bioturbação (BRODIE; KEMP,
1994; GUTIERREZ et al., 2006; SALVATTECI et al., 2014b), junto com a
reduzida velocidade das contracorrentes profundas e sua pouca, ou nula,
influência sobre a plataforma continental superior (REINHARDT et al., 2002;
SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987) fazem que esta área seja ideal para
reconstruções paleoambientais em alta resolução (BÖNING; BRUMSACK,
2004; GUTIÉRREZ et al., 2009, 2011; SIFEDDINE et al., 2008).
A distribuição granulométrica do material litogênico de origem terrígena
nos sedimentos marinhos pode ser usada para inferir a força relativa do vento e
as condições de aridez, supondo que a circulação atmosférica mais vigorosa
irá transportar partículas mais grosseiras a curta distância e que a relativa
20
abundância de partículas de origem fluvial pode refletir mudanças no padrão de
precipitação (e.g., HESSE; MCTAINSH, 1999; PARKIN; SHACKLETON, 1973;
PICHEVIN et al., 2005; STUUT; LAMY, 2004). Em sedimentos marinhos a
distribuição granulometirca podem indicar diferentes fontes e/ou processos de
deposição, expressa em distribuições polimodais (PICHEVIN et al., 2005;
STUUT et al., 2002; SUN et al., 2002; WELTJE; PRINS, 2003, 2007). Este tipo
de distribuição torna a classificação da composição granulométrica um passo
essencial para identificação dos diferentes processos sedimentares e
condições ambientais do passado (ALFARO et al., 2011; BLOEMSMA et al.,
2012; FLORES-AQUEVEQUE et al., 2012, 2015; PICHEVIN et al., 2005;
RATMEYER; FISCHER; WEFER, 1999; SAUKEL et al., 2011; STUUT; PRINS;
WELTJE, 2005; SUN et al., 2002).
A reconstrução paleoclimática pode ser feita no pressuposto de que as
mudanças na distribuição granulométrica e suas fontes ocorrem em função das
mudanças climáticas e na circulação atmosférica (BRICEÑO ZULUAGA et al.,
2015; FLORES-AQUEVEQUE et al., 2014a; HOLZ et al., 2007; PRINS;
WELTJE, 2012; STUUT; PRINS; WELTJE, 2005; WELTJE; PRINS, 2003).
Assim, a distribuição granulometrica tem sido diversas vezes utilizada como
indicador da variabilidade de fontes e do transporte vinculado aos aportes
fluviais e a intensificação do vento (por aportes eólicos) (AN et al., 2012;
BRICEÑO ZULUAGA et al., 2015; HOLZ et al., 2007; HUANG et al., 2011; LIU
et al., 2014; PICHEVIN; GANESHRAM; GEIBERT, 2014). Desta maneira, os
aportes terrigenous permitem compreender a dinâmica das condições
atmosféricas e a relação destes com a intensificação ou enfraquecimento da
ressurgência (como com paleoventos), assim como a dinâmica dos modos
climáticos desde interanuais até multidecadais (BAKUN, 1990; BRICEÑO
ZULUAGA et al., 2015; FLORES-AQUEVEQUE et al., 2014a; GAY, 2005;
GUTIÉRREZ et al., 2011; SYDEMAN et al., 2014; VARGAS et al., 2007).
Considera-se que, no passado, as variações de longo tempo na
intensidade da ressurgência foram primariamente induzidas pelo
enfraquecimento e fortalecimento da força dos ventos. Isto se deve à
intensidade do vento que impulsiona a ressurgência costeira, além de ser
considerado um forçante na circulação superficial oceânica e, talvez, o
21
responsável pela variabilidade da produtividade. Muitos estudos têm descrito a
climatologia, hidrologia e mudanças oceanográficas durante os últimos 2.000
anos na região leste do Pacífico (GUTIÉRREZ et al., 2009, 2011; MANN et al.,
2009; SALVATTECI et al., 2014b). Tais mudanças climáticas têm afetado o
sistema de circulação da corrente do Humboldt e o padrão de precipitação no
Pacífico sudeste em geral, especialmente na região de Pisco. Salvatteci et al.
(2014b) mostraram que durante a Anomalia Climática Medieval (ACM), o
sistema de ressurgência do Peru exibe dois padrões distintos caracterizados
por períodos de fraca/intensa produtividade marinha e oxigenação sub-
superficial, respectivamente, como resposta a variações na circulação de
Walker. Já durante a Pequena Idade do Gelo (PIG), um incremento no material
detrítico foi dirigido pelo deslocamento da Zona de Convergência Intertropical
(ITCZ) (GUTIÉRREZ et al., 2009; SALVATTECI et al., 2014b; SIFEDDINE et
al., 2008).
Além disso, os estudos tem demostrado que durante o Período de
Aquecimento Moderno (PAM), a ressurgência do Peru mostrou: 1) uma forte
Zona Mínima de Oxigêno (ZMO) e um incremento na produtividade marinha; 2)
uma redução da temperatura superficial do mar (~0.3-0.4°C década) e um
incremento na entrada de material continental (GUTIÉRREZ et al., 2011). Tais
mudanças vêm acontecendo durante o último milênio na região do Pacífico Sul
Oriental e parecem estar associadas aos fenômenos climáticos regionais e
locais, que, por sua vez, provocam um impacto significativo na precipitação
regional e na intensidade dos ventos. No entanto, pouco se sabe sobre como
os processos regionais e locais impactaram a variabilidade climática e os
processos de sedimentação (ou seja, Eólico / Fluvial) na região de Pisco.
Este estudo tem por objetivo reconstruir a variabilidade no fornecimento
de material terrigenos à plataforma continental central Peruana visando
determinar como as condições de descarga fluvial regional e o campo de
ventos local/regional afetaram os processos de sedimentação (na região de
Pisco) e desvendar os mecanismos climáticos envolvidos durante os últimos
~1.100 anos.
22
2. OBJETIVOS
2.1. OBJETIVO GERAL
Reconstruir os padrões de variabilidade, tendências e os mecanismos
responsáveis pelo transporte e sedimentação das partículas de origem
terrígena na plataforma continental central do Peru durante os últimos 1100
anos.
2.1.1. Objetivos específicos
Caracterizar as fontes e padrões de deposição e emissão de partículas
eólicas durante os Ventos Paracas.
Usar a natureza e distribuição granulométrica do material litológico
transportado do continente para os sedimentos na plataforma continental
para obter uma melhor compreensão de suas fontes, transporte e
deposição.
Determinar as variações na frequência e intensidade dos ventos e sua
influência, na intensificação e no comportamento da ressurgência central
do Peru durante o último século.
Reconstruir as variações dos Paleoventos e transporte fluvial ao longo do
último milênio no SRCH
23
3. BASE TEORICA
3.1. SISTEMA DE RESSURGÊNCIA DA CORRENTE DO HUMBOLT
O Sistema de Ressurgência da Corrente do Humboldt (SRCH) faz parte
do ecossistema de ressurgência de borde Leste do Pacifíco Sul. Estes
ecossistemas são importantes devido a suas altas produtividades,
representando 11% da produção global e, porque sustentam uma importante
rede trófica (MESSIÉ et al., 2009; PAULY et al., 1989). O SRCH destaca-se por
ser o mais importante dentre todos os grandes sistemas de ressurgência do
mundo (Benguela, Califórnia), por causa do grande interesse econômico uma
vez que sustenta toda uma indústria pesqueira na região (CHAVEZ et al., 2003,
2008; PAULY et al., 1989). Além disso, a SRCH apresenta uma Zona de
Mínimo Oxigênio (ZMO), com concentrações de < 5µM O2 em seu núcleo em
águas entre ~50 e 650 m (BÖNING; BRUMSACK, 2004; REINHARDT et al.,
2002) no talude superior, resultado de interação entre alta produtividade e
baixa ventilação. Embora o SRCH esteja presente ao longo do ano, este é mais
produtivo durante a primavera e o verão, quando as águas estão mais
estratificadas e menos produtivo durante o inverno, quando os ventos são mais
intensos (GUTIÉRREZ et al., 2011) (Figura 1).
Figura 1 - Clorofila A (Chl-a) baseado em dados de Sea-WiFS (1997–2006), velocidade dos ventos ao longo (ECMWF–ERA40) da zona costeira de Pisco e, a temperatura superficial do mar (SST) na mesma área. Fonte: Extraído de GUTIERREZ et al., 2011.
24
A circulação e intensificação da SRCH tem um comportamento sazonal
que está associado à posição meridional da Alta Subtropical do Pacífico Sul
(ASPS), a qual está diretamente ligada à posição da Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT), determinante na variabilidade da intensidade dos ventos
favoráveis à ressurgência. Além disso, também tem sido demonstrado que a
variabilidade no fortalecimento e enfraquecimento do SRCH também tem direta
relação com a circulação de Walker (BRICEÑO ZULUAGA et al., 2015;
GARREAUD; FALVEY, 2009; SALVATTECI et al., 2014b). A ASPS é
conhecida como a circulação de ventos em grande escala no sentido anti-
horário ao redor de uma região de alta pressão no sudeste do Pacífico. A
ASPS tem como limite a ZCIT, ao norte e a frente Polar, ao sul. Esta grande
massa de ar frio e seco produz uma circulação em forma de redemoinho e é
responsável pela formação do SRCH, já que regula os ventos meridionais à
costa. A localização do redemoinho tem variação sazonal, localizando-se mais
ao sul no verão austral e mais ao norte durante o inverno, determinando, assim
a sazonalidade da ressurgência. Nesse sentido, o sudoeste do Peru (entre 10 e
20°S e 75 – 85°W) representa a área onde os ventos são os mais fortes e
favoráveis à ressurgência dirigidos pela ASPS (Figura 2).
25
Figura 2 - Média mensal, no verão (Dezembro – Fevereiro) encima e Inverno (Julho-Setembro) embaixo, da velocidade e direção dos ventos superficiais (resolução 1°x1°) em América do Sul de 1948 até 2015 (dados de reanalises de NCEP/NCAR da NOAA/ESRL).
Tem sido observado que a variabilidade da circulação da ASPS e do
SRCH possuem uma estreita relação com os principais modos de variabilidade
26
de escala multidecal, como a Oscilação Decadal do Pacífico (ODP) (FLORES-
AQUEVEQUE et al., 2015) e a Oscilação Interdecadal do Pacífico (OIP)
(MANTUA et al., 1997; SALINGER, 2001), à escala interanual, como o El Niño
Oscilação do Sul (ENOS) (ORTLIEB, 2000; REIN; LÜCKGE; SIROCKO, 2004;
VARGAS; RUTLLANT; ORTLIEB, 2006; VARGAS et al., 2007). O ENOS
produz anomalias de temperatura e pressão com periodos entre 2-7 anos que
conseguem modificar o padrão de circulação global. Da mesma forma o
comportamento da ASPS pode ser modificado e, assim, o padrão de
produtividade do SRCH. Deste modo, o ENOS oscila entre períodos de fraca
circulação da célula de Walker, águas costeiras quentes no Pacífico Leste,
pouca produtividade na ressurgência ou eventos tipo El Niño. Assim como,
períodos de águas mais frias no Pacífico central pela maior extensão da pluma
da ressurgência e condições de ventos mais intensos, portanto maior
produtividade e um incremento na circulação de Walker ou eventos tipo La
Niña. Os efeitos associados como resposta a esses eventos oscilam entre
variações na rede trófica (BAKUN; WEEKS, 2008; CARDICH et al., 2011;
JAHNCKE; CHECKLEY; HUNT, 2004; SALVATTECI et al., 2012), na dinâmica
física e biológica da ressurgência (CHAVEZ et al., 2003; GUTIERREZ et al.,
2006; NIXON; THOMAS, 2001), fortes secas e intensas precipitações em
diversas partes do continente Sul-Americano (COBB et al., 2003; COLAS et al.,
2008; GROVE, 1998; KEEFER; MOSELEY; DEFRANCE, 2003; LAVADO-
CASIMIRO; ESPINOZA, 2014; MONTES et al., 2011; ORTLIEB, 2000), assim
como diversas teleconexões no mundo, impactando diretamente na economia
de diversos países.
Diferentes estudos foram conduzidos para estudar a variabilidade, a
intensidade da ressurgência e sua relação com tendências dos modos
climáticos, especialmente aqueles relacionados com condições de tipo ENOS
ao longo do tempo (BÖNING; BRUMSACK, 2004; GUTIÉRREZ et al., 2009;
SIFEDDINE et al., 2008). No entanto, estes estudos não têm focado
diretamente nos mecanismos de circulação atmosférica responsável pela
variabilidade deste fenômeno. A estrutura da circulação regional do SRCH têm
sofrido mudanças na produtividade, temperatura e coluna d’água, às quais têm
sido registradas em testemunhos (GUTIÉRREZ et al., 2009). Mudanças na
27
circulação atmosférica, principalmente na intensidade de precipitação e na
intensidade dos ventos, afetam diretamente o padrão de sedimentação
biogênica e litogênica na plataforma continental do Peru.
Na região de Pisco (Perú) os estudos identificaram que os sedimentos
tem um componente de material terrígeno (BRODIE; KEMP, 1994; SIFEDDINE
et al., 2008). A informação da circulação atmosférica e climática pode ser
registrada neste material terrígeno, devido à estreita relação que existe entre
sua disponibilidade, transporte e condições climáticas (FIKRY; KHAKAF; AL-
SALEH, 1985; MIDDLETON; GOUDIE, 2001; PROSPERO; BONATTI, 1969;
SCHMIDT; HINRICHS; ELVERT, 2010).
Nos últimos 1000 anos, mudanças na circulação atmosférica
acompanham os principais eventos climáticos como a Anomalia Climática
Medieval (ACM) entre 900 e 1300AD e a Pequena Idade do Gelo (PIG) entre
1400 e 1850AD (EHLERT et al., 2015; GUTIÉRREZ et al., 2011; SALVATTECI
et al., 2014a, 2014b; SIFEDDINE et al., 2008). Tais mudanças têm sido
relacionadas com variações na posição da ZCIT (GUTIÉRREZ et al., 2009;
HAUG et al., 2001) e na circulação da célula de Walker (condições do tipo El
Niño ou La Niña). Finalmente, durante o último século período denominado
como Periodo de Aquecimento Moderno (PAM), segundo Bakun, (1990) a
elevação da temperatura global poderia incrementar a intensidade do vento
pelo efeito do gradiente de temperatura entre o continente e o oceano.
3.2. CONDIÇÕES CLIMÁTICAS DO ULTIMO MILÊNIO E ÚLTIMO
SÉCULO NO CONTINENTE SUL AMERICANO
Os estudos sobre as condições atmosféricas do último milênio tornam-se
importantes porque este período de tempo serve como época análoga da
resposta do sistema climático às mudanças globais. Principalmente destaca-se
por ter sido o último período conhecido que incluiu um subperíodo de
aquecimento devido à forçantes naturais o ACM. O último milênio foi marcado
por variabilidades em termo de forçantes externas (erupções vulcânicas,
28
atividade solar, gases de efeito estufa, etc.). As relações entre a variabilidade
natural, as forçantes climáticas externas (como o vulcanismo e a variabilidade
solar) e suas retroalimentações revelam a complexidade da dinâmica do
sistema climático, cujo entendimento é crucial para a avaliação das mudanças
climáticas e predição do clima.
A ACM caracterizou-se por um incremento na temperatura média no
Hemisfério Norte (TROUET et al., 2009) e por mudanças no padrão de
circulação atmosférica e climática, assim como na circulação do inverno sobre
o Atlântico norte e a Eurásia (MANN et al., 2009). Este período é importante
porque tem servido como análogo às condições e tendências do atual
aquecimento global. O estudo deste período permite, então, diminuir as
incertezas sobre a os efeitos do aquecimento global pela influencia antropica e
avaliar as possíveis consequências nos níveis local e regional. Os registros da
reconstituição da temperatura superficial do mar indicam um aquecimento,
além da diminuição de gelo na Groenlândia (AHMED et al., 2013; MANN et al.,
2009). Os registros paleoclimáticos, por sua vez, mostram para esta ápoca
houve um período seco na África tropical oeste (ESPER et al., 2007). Durante
este período, as evidências geológicas apontam para a expansão e avanço de
dunas dentro das grandes planícies da América do Norte, ambas relacionadas
com a mobilização e incremento de poeira. Nestas áreas, as fontes de poeira
se amplificaram em relação ao aumento e persistência da magnitude das
épocas secas (PETER; STUUT, 2014). Estas condições são consistentes com
os registros de Trouet et al. (2013), os quais apresentam uma condição muito
árida na parte oeste da América do Norte. Adicionalmente, importantes eventos
sociais ocorreram durante esta época, como a colonização de ilhas ao norte da
península escandinava e leste de América do Norte, da Islândia, Groelândia e
de Newfounland (Terranova) pelos Vikings (MORENO et al., 2011).
A América do Sul também passou por mudanças durante este período,
conforme indicam os registros paleoclimáticos, tanto do continente
(APAÉSTEGUI et al., 2014b; BIRD et al., 2011; VUILLE et al., 2012), como do
oceano (SALVATTECI et al., 2014b; SIFEDDINE et al., 2008; SOUTO et al.,
2011). A ACM, nesta região, foi caracterizada por anomalias positivas no
Atlântico Norte-Equatorial e negativas no Atlântico Sul-Equatorial (HAUG et al.,
29
2001; POLISSAR et al., 2006). Os registros paleoambientais regionais, durante
este período, mostram algumas incongruências relacionadas à ACM e a
ocorrência de condições tipo El Niño persistentes durante a primeira parte
deste período. Sendo assim, nesta primeira parte do ACM, a costa Peruana e
o setor oriental dos Andes (REIN; LÜCKGE; SIROCKO, 2004), junto com uma
fraca Monção Sul-Americana (SASM), apresentam condições úmidas (LEDRU
et al., 2012). A segunda parte do ACM apresenta características similares
àquelas relacionadas a ausência de precipitação na costa Peruana,
consequência de um enfraquecimento da SASM, (APAÉSTEGUI et al., 2014a)
e, em geral, da redução da precipitação no setor oeste da Amazônia. (BIRD et
al., 2011; REUTER et al., 2009).
Na região sul dos Andes este período também tem sido identificado
como fase seca do ACM (APAÉSTEGUI et al., 2014b; BIRD et al., 2011). Ao
mesmo tempo, verifica-se no Pacífico uma mudança no padrão de circulação
oceânica, aumentando, assim, a produtividade da ressurgência, diminuindo da
temperatura do mar e modificando as condições de oxigenação, apresentando
inclusive condições anóxicas (SALVATTECI et al., 2014b). Apresenta-se
também anomalias negativas de precipitação relacionadas com os padrões
interanual e interdecadal, prevalecendo condições tipo La Niña (REIN;
LÜCKGE; SIROCKO, 2004), mostrando que este foi um período dominado por
condições secas no sul do Equador.
A ACM foi imediatamente seguida por um período de baixa temperatura
no Hemisfério Norte, conhecida como Pequena Idade do Gelo (PIG). A PIG é
caracterizada, basicamente, por um esfriamento do Hemisfério Norte. Porém,
existem registros de áreas onde houve um incremento de temperatura (MANN
et al., 2009). A PIG é associada a um evento que é impulsionado pela
diminuição da radiação solar e pelo incremento da atividade vulcânica,
resultando na expansão das calotas glaciais, assim como de condições secas
(BIRD et al., 2011; MANN, 2002). A maioria dos registros existentes na
América do Sul apresenta consistência quanto ao início do efeito da PIG sobre
o continente e o oceano, marcando seu início por volta de AD1400. Os dados
também apresentam consonância em mostrar que esta foi uma época
preferencialmente úmida, favorecida pelo fortalecimento do SAMS na bacia
30
Amazônica (APAÉSTEGUI et al., 2014a) e pela pouca variabilidade do tipo El
Niño oscilação do Sul (ENOS) em uma tendência preferencialmente tipo El
Niño (OPPO; ROSENTHAL; LINSLEY, 2009). Estas condições foram ambas
impulsionadas por uma ZCIT deslocada mais ao sul do continente (REUTER et
al., 2009; SACHS et al., 2009). Ao mesmo tempo, a bacia do Pacífico
apresentou um aumento no input de material detrítico, produto do incremento
das condições úmidas, o que sugere um período igualmente úmido (BENDIX et
al., 2002; REIN; LÜCKGE; SIROCKO, 2004; SIFEDDINE et al., 2008). Esta
ideia é fortalecida pelos registros de concentração de titânio (Ti) da bacia
Cariaco (Venezuela), que revelam uma época seca modulada por este mesmo
mecanismo (i.e., deslocamento ao sul da ITCZ) (HAUG et al., 2001;
PETERSON; HAUG, 2006).
No que se refere à circulação do SRCH, os diferentes autores sugerem
um persistente enfraquecimento da circulação de Walker (condições tipo El
Niño), e consequente enfraquecimento da circulação da ASPS (BRICEÑO
ZULUAGA et al., 2015; SALVATTECI et al., 2014b) durante o PIG. Isto resulta
em uma termoclina aprofundada ou relaxada. Estas condições resultaram em
uma temperatura d’água acima da média, baixa salinidade, águas oxigenadas
mais estratificadas e baixa produtividade (acompanhada de alterações na
cadeia trófica) (GUTIÉRREZ et al., 2009; NEWTON; THUNELL; STOTT, 2006;
SALVATTECI et al., 2014b). Não existe um consenso, entre os registros, para o
fim da PIG na América do Sul. Alguns registros continentais o colocam o fim da
PIG em 1800 A.D. (LEDRU et al., 2012) enquanto outros, como que registros
oceânicos e espeleotemas, em 1850 A.D. (APAÉSTEGUI et al., 2014a;
GUTIÉRREZ et al., 2009; SIFEDDINE et al., 2008). Com o inicio da PIG os
registros coincidem no começo de um período mais seco na maioria da
América do Sul e na Amazônia, produto de um enfraquecimento da SAMS
(APAÉSTEGUI et al., 2014a) e de um deslocamento da ZCIT para o norte
(HAUG et al., 2001).
Alguns registros, contudo, mostram para esta época um aumento da
precipitação em zonas elevadas dos Andes (LEDRU et al., 2012). Os últimos
~150 anos da PIG se caracterizam por apresentar maior variabilidade e
frequência de episódios extremos relacionados com os eventos tipo ENSO
31
(GERGIS; FOWLER, 2009; LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014; ORTLIEB,
2000; SADEKOV et al., 2013; VARGAS et al., 2007). Este período também
apresenta uma persistente variabilidade decadal, que segue a Oscilação
Decadal Pacifico (ODP) no comportamento em baixa frequência da
ressurgência do Peru e Chile (FLORES-AQUEVEQUE et al., 2014a; VARGAS
et al., 2007). Uma das principais ou a mais notória feição da ODP é a mudança
de dominância na relação Anchova/Sardinha entre as fases fria e quente do
Pacífico equatorial (CHAVEZ et al., 2003). Por outro lado, na escala interanual,
o modo de variabilidade mais importante é do tipo ENOS, mecanismo de
controle climático mais representativo caracterizado por apresentar uma
componente oceânica e outra atmosférica. No Peru e no sudeste Brasileiro, por
exemplo, o El Niño caracteriza-se por anomalias positivas de precipitação, já a
La Niña, por anomalias negativas. Estes eventos podem variar sua intensidade
dependendo do gradiente de temperatura com o oceano Atlântico (ENGLAND
et al., 2014; MCGREGOR et al., 2014).
Gutiérrez et al., (2011a) mostram que no último século houve uma forte
tendência de intensificação da SRCH e uma consequente diminuição da
temperatura durante os últimos ~40 anos, o que sugere uma intensificação dos
ventos favoráveis à ressurgência como principal responsável. Flores-
Aqueveque et al. (2014a) mostraram que na costa chilena existe um
incremento na velocidade média do vento a partir da segunda metade do
século XX. Tal fato possui estreita relação com o aumento da diferença do
gradiente térmico produzido pela diminuição das nuvens, suportando o
proposto por Vargas et al., (2007a). Ao mesmo tempo, no sistema de
ressurgência da costa leste do Brasil (ressurgência de Cabo Frio) é descrita
uma intensificação e coerente redução de temperatura da superfície do mar
(CORDEIRO et al., 2014). Para estas duas localidades, a hipótese de um
fortalecimento dos ventos favoráveis à ressurgência como consequência da
influência antrópica é consistente com a tendência para o aquecimento global.
Bakun (1990) mostrou que existe uma intensificação dos ventos
favoráveis à ressurgência desde meados do século XX, como resposta à
retroalimentação terra/mar, induzida pelo incremento do CO2 como forçante
radiativa. Porém, novas evidências levantaram inconsistências na tendência
32
das principais zonas de ressurgência em relação a esse padrão (SYDEMAN et
al., 2014). Todos estes trabalhos mostraram mudanças no SRCH relacionadas
à alterações na produtividade e temperatura, mas nenhum evidenciou
diretamente os mecanismos por detrás disso. Neste trabalho, são
apresentadas evidências diretas dos mecanismos associados as mudanças da
SRCH.
3.3. PROCESSOS DE APORTES DE MATERIAL TERRÍGENO À
PLATAFORMA CONTINENTAL PERUANA
A precipitação no continente Sulamericano é sazonalmente modulada
pelo deslocamento latitudinal da ZCIT, ao norte durante o inverno e, ao sul
durante o verão austral, contralando, assim, a época de chuva no continente
(Figura 3) (BIRD et al., 2011; GARREAUD; FALVEY, 2009; LAVADO
CASIMIRO et al., 2012; LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014). Na escala de
tempo interanual, a precipitação é modulada principalmente pelo
enfraquecimento da célula de Walker ou condições tipo El Niño (ORTLIEB,
2000). Por outro lado, em escalas de tempo centenárias, a variabilidade na
precipitação é controlada pela combinação da variabilidade da posição média
meridional da ZCIT, modulada pelas condições de fortalecimento ou
enfraquecimento centenal na célula de Walker (APAÉSTEGUI et al., 2014a;
BIRD et al., 2011; GUTIÉRREZ et al., 2009; KONECKY et al., 2013; RODYSILL
et al., 2011; SAIKKU; STOTT; THUNELL, 2009; SALVATTECI et al., 2014b;
SIFEDDINE et al., 2008). Essas condições aumentam a precipitação e o fluxo
de material detrítico na bacia do Pacífico Leste (BENDIX et al., 2002; KAYANO,
2009; LAVADO CASIMIRO et al., 2012; LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA,
2014).
O material fluvial acumulado nos sedimentos na plataforma central do
Peru tem origem na cadeia de rios situada ao longo da costa Peruana (Figura
4) (SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982). Esses rios apresentam maior vazão no
norte do Peru levando até 10gr/L de material em suspensão durante altas
vazões e diminuindo em direção ao sul, onde as condições são áridas
(BEKADDOUR et al., 2014; LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014; MORERA
et al., 2011; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982).
33
Figura 3 - Média mensal de precipitação (mm/dd) comparativa entre um mês pico de verão (Fevereiro-encima) e um mês pico de inverno (Agosto-abaixo) entre 1998 e 2010. Ressalta-se a variabilidade meridional e espacial da precipitação em função da posição da ZCIT. Dados obtidos do 3B43 TRMM (resolução de 0.25°x 0.25°). As imagens cobrem o globo de 50°N a 50°S.
O aumento do fluxo deste material detrítico tem assim uma estreita
relação com a precipitação no continente (LAVADO CASIMIRO et al., 2012;
LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014). Este material é posteriormante
transportado pelas correntes oceânicas costeiras em direção ao sul,
espalhando-se então pela plataforma continental peruana (REIN, 2007;
REINHARDT et al., 2002; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982; SUESS; KULM;
KILLINGLEY, 1987). Portanto, é de se esperar um incremento no fluxo desse
material durante o aumento da precipitação, fato este que potencializa o uso do
mesmo como indicador da variabilidade das condições de tipo ENOS.
34
Figura 4 - Rios ao longo da costa Peruana. Fonte: Extraido e modificado de SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982.
Nos depósitos sedimentares da plataforma continental de Pisco o
material eólico tem origem, principalmente, em um fenômeno local chamado de
“Vientos Paracas” (Ventos Paracas:VP) (ESCOBAR BACCARO, 1993; GAY,
2005; QUIJANO VARGAS, 2013). Este fenômeno tem como característica o
desenvolvimento de ventos fortes que conseguem iniciar tempestades de areia,
que atingem, principalmente, o município de Pisco, na região de Ica (Figura 5).
Estas tempestades de areia chegam a impossibilitar o uso do aeroporto local
pela redução da visibilidade e elevam o risco de doenças respiratórias na
população (IRI - INTERNATIONAL RESEARCH INSTITUTE FOR CLIMATE
AND SOCIETY, 2011). Segundo Escobar Baccaro (1993), o VP é um
fenômeno sazonal que apresenta maior frequência durante os invernos austrais
(70% dos eventos aconteceram entre Julho e Setembro), porém, podem
acontecer em qualquer época do ano especialmente em anos El Niño..
Embora estudos sistemáticos sobre o VP sejam escassos, o VP tem sido
descrito brevemente por alguns autores. Parker (1962) descreve o VP como o
movimento de areias eólicas na área entre Javier e Palpa, influenciado pelas
fortes correntes de ar e favorecida pela topografia local. Schweigger (1964) se
refere ao VP como produto da baixa pressão barométrica produzido pelo
35
deserto entre Pisco e Lomas, o qual apresenta uma forte correlação com a
temperatura do ar. Quijano Vargas (2013) explica a origem do VP como
resultado de uma intensificação do vento frente à costa de Ica, produto de um
gradiente de pressão compreendido entre as latitudes 15°S – 20°S e a
longitude 75°W. Para este autor, este incremento na velocidade do vento é
devido à altitude da inversão térmica que modula o desenvolvimento vertical do
núcleo do jato, a 14 m/s localizado a 980 hPa. Da mesma maneira, Parker
(1992), também ressalta a influência da topografia como um fator chave no
desenvolvimento do VP.
Figura 5 - Evento de erosão com tempestade de areia (Ventos Paracas – VP) na Região de ICA, Peru. Imagem MODIS Aqua-Terra, composição cor verdadeira com a refletância de superfície (NASA). Na imagem pode-se observar a trajetória, cobertura da dispersão de partículas eólicas sobre o continente e o oceano.
A atividade eólica representa um conjunto de fenômenos de erosão,
transporte e sedimentação de partículas promovida pelo vento. Com relação ao
processo de transporte de partículas durante os eventos de erosão, a saltação
tem um papel muito importante. O processo de saltação também é responsável
36
por engatilhar outras formas de transporte, incluindo a desagregação de
partículas e a emissão de aerossóis, que posteriormente serão transportados
em suspensão (KOK et al., 2012; MARTICORENA, 2014). Para nosso caso nos
eventos VP isto não é muito diferente. Para que a erosão eólica aconteça
(como nos eventos VP), certas condições são necessárias, são elas: (i) devem
prevalecer condições desérticas (solo erodível); (ii) baixa rugosidade do solo,
capaz de absorver uma fração da velocidade momentum do vento
(MARTICORENA; BERGAMETTI, 1995); (iii) a umidade tem que ser baixa, mas
não o suficiente para que a coesão entre as partículas não seja muito forte e
possa ser superada (REA, 1994). Finalmente, (iv) a velocidade de fricção do
vento (*U) tem que ser suficientemente alta para que supere o limite da
velocidade de fricção do vento (*Ut). A *Ut é basicamente a velocidade mínima
para que as partículas consigam começar a se movimentar (IVERSEN; WHITE,
1982).
O modo e a distância com que são transportadas as partículas vai
depender diretamente da relação entre a força do vento e o tamanho das
partículas em movimento. Partículas com diâmetro >1000µm se movimentam
principalmente rastejando. Partículas com diâmetro <1000µm até 70µm se
movimentam por episódios de saltação, podendo impactar o solo e liberar
outras partículas (que vão entrar em saltação e seguir a mesma trajetória)
levando a emissão de poeira (ou tempestades de areia) (ALFARO;
GAUDICHET; MAIL, 1997; GOMES et al., 1990; KOK et al., 2012). Partículas
de diâmetro ~70µm podem se manter em suspensão, pois sua velocidade de
queda é menor que a do vento vertical. Já as partículas com diâmetro <20 µm
conseguem se manter em suspensão por longos períodos de tempo (Figura 6).
37
Figura 6 - Processo de emissão e transporte de partículas em relação com o seu tamanho.
Fonte: Extraido de KOK et al., (2012)
O total de partículas mobilizadas pelo vento de maneira horizontal
depende, principalmente, da relação entre a *Ut e o tamanho de partículas no
solo (IVERSEN; WHITE, 1982). Quando mobilizadas as partículas dependem,
para se manter no ar, da relação entre tamanho, densidade, forma e
intensidade do vento (MARTICORENA, 2014).
Pode-se pensar que as partículas que mais facilidade tem para se
movimentar são as mais finas, mas esta relação não é direta. As partículas
mais finas (<10µm) precisam de um *Ut muito forte para que sejam
arremessadas do solo e entrem no processo de saltação. O mesmo acontece
com as partículas de maior tamanho (>1000 µm) (IVERSEN; WHITE, 1982;
KOK et al., 2012; MARTICORENA; BERGAMETTI, 1995; MARTICORENA,
2014; SHAO; LU, 2000; SHAO, 2004, 2009; SHAO et al., 2011). As partículas
com diâmetro entre 30 e 110 µm precisam de uma menor *Ut e, portanto, uma
menor *U (~ 0,2m/s), para que sejam arremessadas do solo e entrem em
processo de transporte, esta característica já foi descrita por outros autores
(ver Figura 7).
38
Figura 7 - Expressões semi-empíricas (linhas de cores) e medidas (símbolos) do umbral de velocidade de fricção requerida para iniciar a saltação na Terra em condições naturais. Medidas de umbral de fluido para areia e poeira (símbolos cheios Bagnold 1937, Chepil 1945, Zingg 1953, Iversen et al. 1976) e, medidas de umbral de fluido para outros materiais diferentes de areia e poeira (símbolos abertos Fletcher 1976, Iversen et al. 1976). Fonte: Extraído de KOK et al., 2012.
Assim, classes de tamanho de partículas (30-110µm) podem ser
definidas como o limiar ótimo de partículas que são facilmente erodidas. Este
fenômeno ocorre devido a força de coesão entre partículas e a gravidade e, por
isso, as partículas finas podem apresentar uma maior força de coesão
dificultando, desta forma, sua movimentação. Esta condição pode ainda ser
aprimorada quando a umidade do ambiente é maior e, mais ainda em
ambientes argilosos (KOK et al., 2012; SHAO, 2009; SHAO et al., 2011).
Quando a *U incrementa, durante eventos erosivos, a distribuição de tamanho
das partículas tendem a se parecer cada vez mais à distribuição de tamanho
do solo parental. Porém, existe um problema quando, no processo de saltação,
acontece a desagregação de partículas, ou seja, quando elas batem contra o
solo e liberam outras de tamanho diferente a do solo parental, nestes casos
pode haver uma modificação no *Ut (KOK et al., 2012; MARTICORENA, 2014).
Na região de Paracas já foram identificadas frações geomorfológicas
próprias que facilitam e permitem o fenômeno de erosão eólica por
tempestades de areia (HANEY; GROLIER, 1991). Para a região especifica da
39
Península de Paracas, Quijano Vargas (2013) estimou o *Ut em 0,25 m/s,
momento no qual observou o início do movimento de partículas no solo. Porém,
a questão que persiste é se este *Ut pode ser aplicada para a toda a região de
Ica. As características das partículas que são produto da erosão eólica, como
aquelas relacionadas à quantidade e qualidade, não tiveram até o momento,
seu sinal identificado nos marcadores geoquímicos e minerais (SALVATTECI et
al., 2014b; SIFEDDINE et al., 2008), principalmente devido ao efeito de diluição
que o fluxo de material fluvial possui.
3.4. INDICADORES PALEOAMBIENTAIS A PARTIR DO TAMANHO DAS
PARTÍCULAS
A reconstrução das condições atmosféricas do passado é
significativamente mais difícil do que a reconstrução da circulação oceânica.
Um enfoque promissor é utilizar a granulometria do material sedimentar, uma
vez que ela permite rastrear as condições atmosféricas (precipitação e vento)
do passado de maneira mais precisa (AN et al., 2012; BRICEÑO ZULUAGA et
al., 2015; FLORES-AQUEVEQUE et al., 2014a; MULITZA et al., 2010; STUUT
et al., 2002). A composição granulométrica do material lítico nos depósitos
sedimentares pode ser produto de uma mistura de fontes e processos de
transporte pelo ar (material eólico) e pelos rios (material fluvial) até as
plataformas continentais (e.g., AN et al., 2012; FLORES-AQUEVEQUE et al.,
2015; STUUT; TEMMESFELD; DE DECKKER, 2014; STUUT et al., 2002;
WELTJE; PRINS, 2003, 2001). Em alguns casos, no entanto, podem existir
outros tipos de depósitos como contouritos, túrbidos e depósitos de origens
glaciais (PRINS et al., 2002; PRINS, 1999; REBESCO et al., 2014). Estes
processos fazem com que os sedimentos apresentem uma granulometria com
diferente distribuição de componentes mono/bi/poli – modal.
Assim, a distribuição granulométrica do material sedimentar pode ser
relacionada com variabilidade paleoambiental (e.g, FLORES-AQUEVEQUE et
al., 2014b; HOLZ et al., 2007; MCGEE et al., 2013; MULITZA et al., 2010;
PICHEVIN et al., 2005; STUUT et al., 2007; WAN et al., 2007 entre outros).
Nesse sentido, por exemplo, o incremento de material litológico (geralmente
fino) relacionado às descargas fluviais pode ser usado como indicador indireto
40
do incremento da precipitação (AN et al., 2012; HOLZ et al., 2007; NIZOU;
HANEBUTH; VOGT, 2011; STUUT et al., 2007). Além disso, em áreas
próximas às fontes, como é no caso de Paracas, o efeito combinado do
incremento da velocidade dos ventos, produto das mudanças ambientais, e os
eventos de erosão eólica (tempestades de areia) oferecem uma oportunidade
promissora de uso da granulometria como indicador da velocidade do vento.
Mudanças temporais na precipitação sobre os continentes costumam ser
inferidas através das alterações dos conteúdos detríticos terrestres depositados
nos sedimentos, como por exemplo do alumínio (Al) e titânio (Ti) (HAUG et al.,
2001). Na plataforma continental na região de Pisco, o Ti pode ser usado como
indicador de escoamento fluvial (SALVATTECI et al., 2014b). No entanto, o
sinal eólico fica totalmente diluído perdendo informação sobre a variabilidade
da dinâmica atmosférica na região. Por outro lado, a alteração das razões dos
minerais formados pela decomposição hidrolítica de alumínio silicatos
primários, pode ser um bom indicador das fontes terrigenas. Como resultado
disso, informações sobre assembleias de minerais de argila podem ser usadas
para reconstruir as mudanças no clima terrestre. Por exemplo, supondo o
mesmo tipo de rocha, a montmorilonita será formada com as mais baixas taxas
de precipitação, a ilita e a vermiculita em taxas intermediárias e, a caulinita /
halosita nas mais altas intensidades de escoamento (SINGER, 1980). No
entanto, o uso das assembleias de minerais apresenta problema de diluição de
sinal eólico, o que dificulta o seu uso. Recentemente tem sido utilizadas as
variações de isótopos radiogénicos (εNd detrítico e 87Sr / 86Sr detrítico) como
indicador da variabilidade da entrada deste material (EHLERT et al., 2015; WEI
et al., 2000). Porém, nestes casos, existem problemas relacionados à
interpretação dos aportes específicos de material eólico, no sentido que é
possível identificar o sinal eólico, mas não as proporções dos aportes (MEYER;
DAVIES; STUUT, 2011).
O uso da granulometria do material terrígeno como indicador do
mecanismo de transporte e entrada de material fluvial e eólico oferce
excelentes resultados uma vez que o tamanho dos minerais sofre menos
intemperismo. Além disso, as partículas minerais podem ser transportadas por
41
grandes distâncias e, ao mesmo tempo são mais especificas em relação aos
fenômenos físicos e geológicos que as originam (STUUT; TEMMESFELD; DE
DECKKER, 2014; STUUT et al., 2002, 2007). Segundo Koopmann (1981) as
descargas “ou aportes” de material fluvial são sempre carregadas em excesso
de frações de material muito fino, geralmente silte fino e, este pode ser
redistribuído pelas correntes. McCave, Manighetti E Robinson (1995)
mostraram que partículas de 10µm, na costa, podem proporcionar uma
ferramenta sensível para avaliar as mudanças na intensidade do transporte de
partículas fluviais por paleocorrentes, quando não existe erosão.
Stuut et al. (2007) mostraram que existe relação entre o tamanho das
partículas encontradas no sedimento superficial na costa chilena com o tipo de
origem que elas podem ter. Assim, partículas de diâmetro com modas de ~8µm
são encontradas no sul da plataforma continental da costa chilena (>37°S),
onde a entrada de material terrígeno é dominada por material de origem fluvial.
Por outro lado, ao norte (até os 29°S), a costa Chilena é caracterizada pela
dominância de sedimentação de material grosseiro (~100µm). A sedimentação
deste material resulta de condições mais áridas e ventos intensos nesta zona,
o que favorece o transporte e sedimentação de material eólico nos sedimentos
marinhos (Figura 8).
42
Figura 8 - Relação entre a distribuição granulométrica e a latitude ao longo da costa chilena. Fonte: Extraído e modificado de STUUT et al., 2007.
As partículas de origem eólica nos sedimentos pelágicos fornecem
registros de longo prazo do transporte de poeira em relação à intensidade do
vento devido à relação entre o transporte deste material e as condições
atmosféricas, podendo ser interpretado em relação às mudanças do passado
climático (FLORES-AQUEVEQUE et al., 2015; PROSPERO; BONATTI, 1969).
O padrão global dos ventos erosivos está estreitamente relacionado com a
circulação geral da atmosfera. Como foi dito anteriormente, a região de Pisco,
onde os ventos são mais intensos é o lugar onde a ressurgência costeira se
apresenta com maior intensidade, o que a define como uma área sensível para
o estudo da dinâmica atmosférica e oceânica na região, mediante estes
indicadores.
A circulação atmosférica e climática da costa Peruana é fortemente
determinada pela configuração da ASPS, que modula o comportamento dos
43
ventos alisios. Com a intensificação do ASPS, intensificam-se também os
ventos e o sistema de ressurgência, apresentando condições tipo La Niña.
Quando os ventos ficam mais fracos, apresenta-se um deslocamento do centro
anticiclônico para o sudoeste, a ressurgência enfraquece e apresenta
caracteristicas do sistema tipo El Niño.
Neste estudo são exploradas diferentes abordagens a fim de identificar
as populações (componentes) granulométricas, sua origem e seu transporte,
estudando assim a sua variabilidade ao longo do último milênio na plataforma
continental do Peru. Para isto, foram utilizados dois testemunhos (um box core
(B06) e um gravity core (G10)), coletados na plataforma central do Peru a
~14°S, dados de armadilhas de material eólico BSNE (Big Spring Number Eigh)
e, observações de imagens de satélite (MODIS AQUA/TERRA). Foram
realizadas ainda simulações de transporte de deposição de partículas usando o
algoritmo de emissão e dispersão de tempestades de areia de Hysplit4,
alimentado com dados dos tamanhos granulométricos (encontrado nos
testemunhos de sedimento, armadilhas e solo) e dados meteorológicos do
Sistema de Assimilação de Dados Globais (GDAS).
44
4. DESCRIÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO E DO FUNDAMENTO
METODOLÓGICO
4.1. CARACTERÍSTICAS GERAIS DA ÁREA DE ESTUDO
O sistema oceanográfico do SRCH é controlado basicamente por duas
correntes (SMITH, 1983; SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987). A Primeira é a
corrente superficial costeira em direção ao equador e, a segunda é a Corrente
Costeira do Peru (CCP) (que pode bifurcar e fluir na direção Oeste ~12°S). A
circulação e a intensificação da CCP pode ser favorecida pelos ventos mais
intensos prevalecentes do Sudeste durante o inverno austral. Logo depois de
fluir ao longo da costa peruana a CCP flui para Oeste a ~ 5°S para se converter
na Corrente Sul Equatorial (CSE) a qual flui também na direção Oeste.
Oposto à isto estão as correntes de sub-superfície frias, salgadas, ricas
em nutrientes e com baixo oxigênio (STRUB et al., 1998), as quais fluem
preferencialmente em direção ao sul. Há ainda a Contracorrente Profunda em
direção ao Polo (CPP), que flui ao longo da costa e tem sua origem nas
correntes Equatoriais sub-superficiais, a saber: a Contracorrente primária sub-
superficial do Sudeste (CpSS) e a Corrente secundária sub-superficial do
Sudeste (CsSS) e a Corrente Profunda Equatorial (CPE), (Figura 9)
(BROCKMANN et al., 1980; MONTES et al., 2010; SUESS; KULM;
KILLINGLEY, 1987).
45
Figura 9 - Esquema da circulação oceânica do Pacífico Tropical Leste (Extraído e modificado
de MONTES et al., 2010). Contracorrente profunda em direção ao Polo (CPP), Corrente
costeira do peru (CCP), Corrente Sul Equatorial (CSE), Contracorrente primária sub-superficial
do Sudeste (CpSS), Corrente secundária sub-superficial do Sudeste (CsSS), Corrente
Profunda Equatorial (CPE), Contra Corrente Peru Chile (CCPC), Contra Corrente Norte
Equatorial (CCNE), Corrente Oceanica do Peru (COP).
Por outro lado, no continente, a temperatura média oscila entre 15,5°C
nos meses mais frios e e 22°C nos mais quentes. Esta região apresenta uma
precipitação média anual de 2 mm.ano-1. Quanto ao aspecto geológico, as
rochas mais antigas são Precambrianas e constituem o complexo basal da
costa. Este complexo basal é composto, principalmente, de rochas
metamórficas que estão instruídas por uma variedade de granitos e pórfiros
graníticos de cor vermelha de idade Paleozóica. O Quaternário está
representado por depósitos aluviais que atingem seu maior desenvolvimento
nas planícies costeiras, onde existem também, depósitos eólicos.
46
Devido à ressurgência costeira a plataforma se caracteriza por ter alta
produtividade e alta taxa de sedimentação (GUTIÉRREZ et al., 2009). No
entanto, diferentes estudos tem ressaltado a importância dos aportes de origem
continental nos registros sedimentares (GUTIÉRREZ et al., 2006, 2009;
SIFEDDINE et al., 2008). As condições de vento favoráveis para a
ressurgência ao longo da costa Peruana se apresentam durante todo o ano e,
com maior intensidade entre os 14 °S e 16°S, onde os ventos são mais fortes,
especialmente durante o inverno (Figura 10). A força do vento, e os eventos de
ressurgência variam de dias a semanas, devido aos ventos marinhos
associados com o sistema de alta pressão (GUTIÉRREZ et al., 2009).
As condições áridas na costa Peruana são favorecidas pela interação
entre a ressurgência costeira e os Andes. Assim, existe uma permanente
inversão térmica, produto do ar frio proveniente da ressurgência que
impossibilita a formação de convecção. Ao mesmo tempo, os Andes favorecem
este bloqueio e impossibilitam a passagem de umidade que poderia vir da
bacia amazônica (MECHOSO et al., 2014).
Na região de Paracas, os depósitos eólicos se estendem da costa até à
base dos Andes e são favorecidos pela alta aridez, ventos persistentes,
contínuo fornecimento de areia pelas fontes e falta de vegetação. Os ventos do
Sudeste são o principal agente de erosão. Estes ventos correm paralelos à
costa, deixam sua marca nos principais depósitos eólicos e, como já foi dito,
são significativamente mais fortes durante a época de inverno (GUTIÉRREZ et
al., 2011). Ressalta-se que o padrão de transporte e deposição de areia
seguem o mesmo padrão dos ventos. Porém, na região norte da península de
Paracas os depósitos eólicos apresentam uma mudança de direção,
demostrando que os ventos mudam com prevalência dos ventos Noroeste (on-
shore) e este fato pode explicar a disposição final das dunas (GAY, 2005).
Embora seja uma zona desértica, eventos de pequena precipitação podem
acontecer sob condições tipo El Niño, fazendo com que, às vezes, pequenos e
intermitentes rios cortem o deserto. No entanto, a contribuição deles para a
erosão é desprezível nesta região (HANEY; GROLIER, 1991; SEARS, 1954).
47
Figura 10 - Composição dos vetores de velocidade média dos ventos superficiais m/s para verão (Dez-Fev) e inverno (Jul-Set) na região de sudoeste do Peru entre 1948 e 2015. Dados de reanalise do NCEP/NCAR.
48
4.1.1. Fácies sedimentares e processos de sedimentação sobre a
plataforma continental Peruana
Ao longo da costa Peruana, existem duas áreas de facies sedimentares
no talude superior com características bem delimitadas. (SUESS; KULM;
KILLINGLEY, 1987). Entre 6 e 10°S encontra-se a bacia de Salaverry,
caracterizada por ser uma área onde a ação CPP é muito forte (velocidade
média de até 25cm/s em seu núcleo a 90 m), o que dificulta a sedimentação do
material hemipelágico e o estabelecimento de material terrígeno. Além disso,
tem sido relatado que a CPP é especialmente forte durante eventos El Niño
(HILL et al., 1998). Esta região é caracterizada por apresentar sedimentos ricos
em materiais grosseiros, lama calcária e crostas fosfáticas. Por outro lado,
entre 11 e 16°S encontra-se a bacia de Lima. Nesta área da plataforma
continental a ação da CPP diminui sua influência, devido a que está se localiza
a uma maior profundidade (>500m) e menor velocidade (REINHARDT et al.,
2002), o que facilita a sedimentação do material orgânico produto da alta
produtividade, assim como do material terrígeno. Os sedimentos desta zona
caracterizam-se por sua riqueza em grãos finos, diatomáceas, matéria orgânica
e ausência de bioturbação (REINHARDT et al., 2002; SUESS; KULM;
KILLINGLEY, 1987). Além disso, esta zona apresenta um dos principais
núcleos da ressurgência (Figura 11).
Os sedimentos da plataforma continental de Pisco (~14°S) são
caracterizados por ser um arranjo de micro lâminas com densidade variável
(vistas como negras e brancas em imagens de raios X ou SCOPIX)
(SIFEDDINE et al., 2008). Essas estruturas laminares estão aparentemente
relacionadas com as complexas relações entre o input de material terrígeno e a
produtividade no sistema de ressurgência, o que resulta em mudanças no fluxo
de material orgânico, biogénico e litogênico (BRODIE; KEMP, 1994;
SALVATTECI et al., 2014a). O material terrígeno depositado na plataforma tem
sua origem na descarga de material fluvial sobre a margem Peruana e nos
aportes de erosão eólica, principalmente da região de Paracas (BRICEÑO
ZULUAGA et al., 2015).
49
Figura 11 - Valores de produtividade primária média (gCm-2
dia-1
) ao longo da margem Peruana. Valores são integrados para a zona fótica e representam uma média para ~10 anos. Os principais núcleos da ressurgência onde a produtividade é maior ficam em evidência incluindo a área de estudo. Fonte: Extraído e modificado de SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987.
As condições anóxicas favorecidas pela intensa Zona Mínima de
Oxigênio (ZMO) (GUTIÉRREZ et al., 2006) e a baixa ação das correntes
(REINHARDT et al., 2002; SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987) permitem a
preservação das laminações sem bioturbação, o que favorece não só a
preservação dos registros paleoambientais, mas também o sinal paleoclimático
(BÖNING; BRUMSACK, 2004; BRODIE; KEMP, 1994; GUTIÉRREZ et al.,
2006, 2009, 2011; SIFEDDINE et al., 2008; SUESS; KULM; KILLINGLEY,
1987).
4.1.2. Modelo de distribuição granulométrica
Diferentes autores têm adotado distintas técnicas matemáticas e
estatísticas na busca por catalogar adequadamente os componentes
Peru
50
polimodais em subpopulações (e.g., fluviais/eólicas) que possam garantir uma
interpretação física apropriada da granulometria (e.g.,GOMES et al., 1990;
HUANG et al., 2011; PICHEVIN et al., 2005; PRINS; WELTJE, 2012; PRINS,
1999; SUN et al., 2002; WELTJE, 1997; YU; COLMAN; LI, 2015). A maior parte
destes métodos consiste em calcular duas ou mais distribuições estatísticas
das principais componentes granulométricas. Cada componente é
caracterizado por apresentar uma moda (informação sobre o tipo de transporte
da partícula), uma forma (desvio padrão, que indica o tipo classificação das
partículas) e uma amplitude (percentual do aporte da contribuição relativa da
componente). O próximo passo é explicar como ocorre a mistura desses
componentes e qual a relação de domínio deles ao longo do tempo.
Para este estudo foi utilizada uma rotina interativa de ajuste de mínimos
quadrados baseada no modelo proposto por Gomes et al. (1990) (Eq. 1). Esta
rotina permite inferir a variação espacial e temporal das
populações/componentes granulométricas e assim, a variabilidade dos
mecanismos envolvidos. Segundo Gomes et al., (1990), com este
procedimento, as medidas de distribuição de massa são expressas na forma de
dM/d (log D), ajustando as distribuições modais e, cada uma apresenta uma
distribuição log-normal:
𝑑𝑀
𝑑(𝑙𝑜𝑔𝐷)= ∑
𝑀𝑗
√2𝜋𝑙𝑜𝑔𝜎𝑗
𝑛
𝑗=1
𝑒𝑥𝑝(𝑙𝑜𝑔𝐷 − 𝑙𝑜𝑔𝑀𝑀𝐷𝑗)
2
−2𝑙𝑜𝑔2𝜎𝑗 𝐸𝑞. 1
com Mj se referindo à fração de massa das partículas por moda j, MMDj
o diâmetro médio distribuição da massa e σj o desvio geométrico padrão. Foi
utilizado este modelo por ele permitir a modificação dos parâmetros para cada
amostra, sem a necessidade de fixar nenhum dos parâmetros e, considerando
assim, as eventuais mudanças ambientais para cada amostra. Esta abordagem
faz com que o modelo se ajuste amplamente às variações ambientais naturais
na perspectiva das mudanças climáticas ao longo do tempo, diminuindo assim
as incertezas. Comparado com outros modelos, onde alguns parâmetros (e.g.
moda) são fixos, isto representa uma enorme vantagem, uma vez que há uma
51
improbabilidade dos parâmetros que controlam o transporte e deposição de
partículas litogênica permanecerem constantes no tempo.
4.1.3. Modelo de Emissão Hysplit
O modelo de Hysplit é feito para diagnostico rápido de emergências
atmosféricas, estúdios diagnósticos o analisis climáticos usando grades de
dados metereológicos. O método de calculo do modelo é um híbrido entre
enfoques Euraliano e Langraniano. O Hysplit possue um algoritmo especifico
que permite modelar as trajetórias das emissões de poeira durante
tempestades de areia. Este algoritmo funciona intengrando o conceito de lumiar
de fricção. Assim, só acontece emissão de partículas em áreas do solo onde
este lumiar é ultrapassado.
4.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO
Com o intuito de apresentar os resultados atingidos por esta pesquisa
foram estruturados em três capítulos apresentados aqui como: Capitulo V, VI e
VII, descritos brevemente a seguir, finalizado pelo capitulo V que apresenta as
principais conclusões.
Capitulo V: São abordadas as características sinóticas da dispersão e a
trajetórias das partículas eólicas em relação a seu tamanho durante as
tempestades de areia “Ventos Paracas”. Para isto, foram utilizados modelos,
com algoritmo especifico para tempestades de areia, de Hysplit para os dois
eventos Ventos Paracas estudados. Estes eventos aconteceram durante
épocas de verão e inverno. Foram utilizadas como referência informações
sobre o tamanho das partículas dos registros de campo e sedimentológicos. Os
resultados deste capítulo servem como suporte para elucidação da origem e
transporte das partículas eólicas, depositadas nos sedimentos marinhos, além
de fornecer dados importantes sobre a dispersão das plumas e impactos sob a
população.
52
Capitulo VI: Neste capítulo explorou-se a problemática dos aportes de
material terrígeno, mais especificamente, como são identificadas as fontes das
partículas eólica e fluvial e, discute-se suas mudanças ao longo do registro
como mudanças ambientais e climáticas. O registro temporal dos aportes
fluviais e intensidade do vento foram comparados com outros registros
paleoambientais. A partir desse resultados, são discutidos os mecanismos que
modulam o transporte de partículas como mudanças na estrutura atmosférica
(precipitação e intensidade do vento) na escala decadal à secular durante o
último milênio. Para este trabalho, foi utilizada a integração de dois
testemunhos laminados coletados na plataforma continental de Pisco entre 200
e 300 m de profundidade. Tais testemunhos são: o boxcore B06, o qual registra
os últimos ~700 anos (idades calibradas com 5 datações de AMS14C, além de
210Pb, 241Am e 137Cs para os últimos 150 anos) e, uma parte do gravity core
G10 (SM5), que registra idades entre AD 900 e AD1400 (idades calibradas com
7 datações de AMS14C).
Capitulo VII: O foco deste capítulo é, principalmente, versar sobre a
variabilidade na intensidade do vento e sua relação com a variabilidade
climática no último século. Para isto, utilizou-se o testemunho B06 o qual
registra a sedimentação dos últimos 150 anos em alta resolução (1-7 anos) e,
que possui uma calibração de idade bem trabalhada (analises de 210Pb
suportadas com 241Am e 137Cs). A discussão deste capítulo trata da relação
entre o registro da variabilidade na intensidade do vento e os modos de
variabilidade climática na escala subdecadal à multidecadal e, sua relação com
o incremento da temperatura global. Nossos resultados também mostram que
nos últimos 150 anos, em escala de tempo multidecadal, menores
Temperaturas Superficiais do Mar (TSM) estão associadas com um incremento
da intensidade do vento e as tendências atuais de aquecimento global
superficial influenciada aparentemente pela Oscilação Multidecadal do Atlântico
(OMA).
Capitulo VIII: Este capitulo engloba as principais conclusões desta tese e
suas considerações finais.
53
5. SIMULAÇÃO DO DESENVOLVIMENTO E EVOLUÇÃO DOS “VENTOS
PARACAS” USANDO HYBRID SINGLE-PARTICLE LAGRANGIAN
INTEGRATED TRAJECTORY MODEL-HYSPLIT
5.1. MATERIAIS E MÉTODOS
5.1.1. Área de Estudo
A área escolhida para o estudo sinótico do fenômeno de VP foi
delimitada entre as coordenadas, longitude -13.30 e, Latitude -74.44.
Incorporando assim, desde a região desértica da península de Paracas, em Ica
até o Noroeste de Arequipa (Figura 12A). Segundo Haney e Grolier (1991) e
Gay (2005) esta área é caracterizada por apresentar falta de vegetação, altos
depósitos eólicos (como dunas) e ventos fortes, os quais são feições
geomorfológicas e físicas, que facilitam e permitem o fenômeno de erosão
eólica por tempestades de areia.
5.1.2. Delimitação de fontes pontuais de emissão
Imagens diárias de satélite com resolução moderada (250 x 250 m por
pixel) e cor verdadeira do espectro radiômetro (MODIS), dos satélites Terra
(~8:30 GMT) e Aqua (~13:30 GMT), para os anos 2008, 2009, 2010, 2013,
2014 e 2015 foram usadas na análise (i.e. 2269 imagens individuais). Estas
imagens foram usadas para identificar visualmente as áreas exatas de emissão
de poeira com o intuito de identificar e delimitar os pontos de emissão para
alimentar o modelo de emissão de poeira de Hysplit. Num programa iterativo
estrito para R® na linguagem S (Perform visual classification of source state),
cada fonte de emissão foi identificada.
54
5.1.3. Modelo de trajetórias de emissão de Hysplit
O Hysplit é um modelo de dispersão e trajetórias/retro-trajetórias de
partículas que usa uma combinação de enfoques Lagrangiano e Eureliano. O
modelo tem um algoritmo especifico para emissão de partículas por erosão
(tempestades de areia) com a condição de que a classificação do solo seja
dessértico e o vento supere o limiar de fricção (foi utilizado: 0.20 cm/s2,
baseado nos trabalhos de Iversen e White (1982), Marticorena e Bergametti
(1995) e Shao (2001), (2009). Este modelo utiliza ainda uma grade de dados
meteorológicos ou de reanalises para se retroalimentar e a sua exatidão
depende da resolução destes dados. Para este estudo foram utilizados dados
de reanalises do sistema de assimilação de dados GDAS fornecidos pela
NOAA com uma resolução de 0.25°x0.25°.
O modelo teve um total de 50.000 partículas por ciclo como limite para
rodar e uma emissão máxima de 100.000 por cada evento de emissão. Dois
eventos de VP (23-jul-2014 e 23-Fev-2015) foram selcionados por serem
representativos de épocas sazonais diferentes, inverno e verão,
respectivamente, e ambos foram catalogados, segundo metodologia proposta
por Escobar Baccaro (1993), como eventos fortes. O modelo Hysplit permite
avaliar a dispersão e trajetória de deposição das partículas durante os VP (com
movimento isobárico e para um total de 30 horas de simulação) em relação a
seu tamanho. No Hysplit, o algoritmo de massa para estimação de emissão de
poeira é baseado na descrição do fluxo vertical como uma fração de transporte
horizontal dada pela equação:
E = 𝐷𝑝
𝑔 𝑈∗(𝑈∗
2𝑈∗𝑡2 )𝐴.
onde o fluxo de massa vertical (E) é obtido a partir da velocidade de
fricção (U*), do limiar de velocidade de fricção (U*t) e, (D) que é o coeficiente de
textura do solo, que varia segundo seu tipo e uso.
55
Figura 12 - A) Região de estudo e evento de erosão com tempestade de Areia (Ventos Paracas – VP) na Região de ICA, Peru. Imagem MODIS Aqua-Terra, composição cor verdadeira com o reflexo de superfície (NASA). B) Dados da distribuição granulométrica de armadilhas BSNE (2m) (em laranja) e do solo na mesma área (em preto), estações MixPaleo e WindA demarcadas como triângulos vermelhos no mapa. C) Distribuição granulométrica registrada no testemunho de sedimento B06 (BRICEÑO ZULUAGA et al., 2015) demarcado como ponto amarelo.
MixPaleo
WindA
A
)
B
)
C
)
56
Esta abordagem é impossível quando estas características são desconhecidas,
como em nosso caso, é por isso que o modelo opta por simplificar a equação
para:
𝐸 = 0.001𝑈∗4𝐴
onde a emissão de partículas só pode acontecer se o vento exceder o
U*t≥28cm/s2 e, A representa a área de emissão em m2. A pluma de dispersão é
assumida como produto de uma função linear no tempo e, as concentrações no
nível do solo são calculadas como a média abaixo de 100m dentro do perfil
vertical. Os campos meteorológicos e o padrão de fluxo das partículas são
analisados num padrão 3D.
5.1.4. Medidas granulométricas de base para o modelo
Na Península de Paracas trabalhos de campo com armadilhas tipo Big
Spring Number Eight (BSNE) (Figura 13) em duas estações chamadas de
MixPaleo e WindA (Figura 12A) mostraram que a 2 m de altitude após um
episodio VP podem ser encontradas partículas de tamanhos que variam entre
<32µm e 250µm, com uma moda entre ~63 - 89µm (GUTIERREZ et al., 2010).
Já na superfície do solo a distribuição granulométrica varia de <32µm até
4000µm, com duas modas, uma em ~125 – 180µm e, outra em 1400 - 2000µm,
em ambas estações. Porém, a estação WindA apresenta uma moda adicional
entre ~350 - 500µm (Figura 12B).
57
Figura 13 - Mastro (esquerda) e caixa de coleção de poeira tipo BSNE (direita) para tempestades de areia, localizadas na estação WindA.
Por outro lado, nos dados da distribuição granulométrica dos
testemunhos sedimentares marinhos encontraram-se quatro componentes
modais ~3µm, ~10µm, ~50µm e ~90µm. As duas últimas foram relacionadas
diretamente como produto da erosão eólica durante os VP’s (BRICEÑO
ZULUAGA et al., 2015) (Figura 12C). Foram selecionados os tamanhos das
partículas dos sedimentos marinhos como padrão para rodar o modelo. Isto
devido a que estes tamanhos são consistentes com as encontradas nas
armadilhas BSNE e, com a distribuição de tamanho de partículas que seriam
mais facilmente expelidas durante eventos de erosão VP (IVERSEN; WHITE,
1982; MARTICORENA; BERGAMETTI, 1995; MARTICORENA, 2014; SHAO,
2001, 2009). Tanto no evento do dia 23-jul-2014, como no dia 23-Fev-2015 foi
escolhida as 10:00 a.m. para começar a rodar o modelo durante 6 horas, os
valores são integrados para 24 horas.
5.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO
5.2.1. Fontes potenciais de emissão de poeira
Do total de 2269 imagens Aqua/Terra (MODIS) analisadas, 82
mostraram emissão de partículas (integrando todos os anos estudados), em
58
eventos que variaram entre fortes e generalizados até fracos e pontuais. Com
esta informação identificaram-se 21 fontes ou áreas de emissão de poeira
(Figura 14). As imagens também mostram que estas emissões variam tanto em
extensão como em intensidade. As imagens de satélite mostraram também que
a península de Paracas não é a zona mais ativa de emissão e, mas sim a zona
sul na área costeira da região de Nazca.
Figura 14 - A) Áreas de emissão identificadas nas imagens MODIS B) Exemplos de emissões de poeira mineral de diferentes intensidades.
A região de Nazca no sul to Peru é caracterizada por possuir áreas
sensíveis a processos de erosão e altos depósitos eólicos (HANEY; GROLIER,
1991). Igualmente, a região da Península de Paracas também apresentou
intensa atividade de erosão e transporte eólico. Como o sugerido por Gay
(2005) grande parte do material transportado durante VP, segue em direção ao
continente, mais especificamente ao município de Paracas e em direção aos
depósitos de areia. Durante os grandes eventos de emissão identificados a
poeira consegue cobrir até 80% aproximadamente do departamento de Ica, o
que faz com que os pontos principais de emissão sejam difíceis de identificar.
Também foi observado nas imagens de satélite que grande parte deste
material lítico segue em direção ao Noroeste para o oceano.
59
5.2.2. Padrão de emissões e dispersão de partículas durante os ventos
Paracas (VP)
Durante ambos os eventos seleccionados o modelo mostrou um padrão
similar de trajetória e dispersão em direção Noroeste. Porém, existe uma maior
concentração e dispersão de partículas durante o evento de inverno (Figura
15). A simulação da emissão e dispersão de partículas de 3µm mostra que a
pluma de poeira consegue se propagar por suspensão por mais de 300Km na
direção Noroeste, sendo que a maior parte da sua pluma se concentra no
continente, mas ainda assim há uma grande parte das partículas sobre o
oceano. Depois de passar pela Península de Paracas, as partículas tem a
tendência de seguir para direção Nordeste o que é consistente com os
depósitos eólicos descritos anteriormente por Gay (2005) e Haney e Grolier
(1991).
As partículas de 10µm apresentam um padrão de dispersão e trajetória
similar ao anterior, o que sugere que estas partículas também podem se
manter em suspensão por muito tempo e transportadas por longas distâncias.
Os resultados mostram concentrações >1.0E+05ug.m3-1 destas partículas
sobre as principais cidades costeiras (e.g., Pisco) durantes os VP’s. Por outro
lado, a simulação para as partículas de 50µm mostra que estas partículas são
dispersas ao longo da costa e, que provavelmente se transportam por eventos
curtos de suspensão se deslocando até por 80 Km em concentrações > 10.000
ug.m3-1.
O padrão de dispersão de poeira mostra que ao sul da Ilha “La
Independencia” as partículas fazem com que seu transporte e deposição ocorra
diretamente no oceano, em frente ao setor conhecido como “Zona de Reserva
San Fernando”. No setor norte da Península de Paracas pode-se ver como a
pluma de emissão passa por cima do município de Pisco-Ica até atingir o
município de Chincha Alta-Ica. Finalmente, para as partículas de 90µm a
simulação mostra um padrão de dispersão mais restrito, com partículas que
tendem a deslocar por saltação, transportadas por até 50km para além de sua
fonte. Os dados sugerem que as fontes próximas à costa conseguem
arremessar tais partículas ao oceano (Figura 15), o que é consistente com o
60
encontrado nos testemunhos marinhos (BRICEÑO ZULUAGA et al., 2015).
Estes resultados são coerentes com o padrão da pluma de dispersão de poeira
observado nas imagens de satélite MODIS, sugerindo que o modelo (com o
tamanho de partículas escolhido) reproduz satisfatoriamente o padrão de
emissão e dispersão dos VP (Figura 15).
61
Figura 15 - Simulação da dispersão e trajetória das partículas de A) 3µm, B) 10µm e C) 50µm e D)90 µm no modelo Hysplit4 para os eventos dos dias 23/Jul/2014 e 24/Fev/2015.
A
C
B
D
62
5.2.3. Características meteorológicas das emissões
Os dados de campo de vento (10m acima do solo) indicam que durante
os eventos VP o vento na costa flui fortemente em direção S-N (ventos
meridionais de sul). Esse vento de sul é o principa responsável pela atividade
dos VP. Sua importância na região decorre porque eles também são o principal
motor da ressurgência costeira na região (GUTIÉRREZ et al., 2011). A
componente meridional do vento (V) durante o dia 23-jul-2014 atingiu
velocidades mais intensas, entre 9 e 12m/s, na região costeira, dado que é
consistente com as emissões de poeira. No dia 23-fev-2015 a mesma
componente atingiu valores entre 7 e 9 m/s para a mesma área (Figura 15).
Os resultados sugerem que 7 m/s (a 10m de altitude) poderia ser inferido
como valor médio mínimo para a emissão de poeira durante um VP. Os pontos
hotspot (maior emissão de partículas) derivados do modelo e suas
características são mostrados na Tabela 1. Porém, faz-se necessário abordar
trabalhos sistemáticos de campo que permitam validar os dados e assim
determinar os valores específicos de limiares de frição para as principais áreas
de emissão identificadas.
63
Figura 16 - A) Campo de ventos, B) Velocidade da componente de vento Meridional (V) m/s, C) Velocidade da componente de vento Zonal (U) m/s durante os VP estudados.
B
A
C
64
Tabela 1 - Parâmetros meteorológicos para pontos hotspot derivados do modelo (lat -14.50 long -75.29) durante eventos de emissão VP
5.3. CONCLUSÕES
As simulações de dispersão e trajetórias no modelo Hysplit demostram
claramente que são uma alternativa eficiente aos testes de campo para avaliar
sinoticamente o desenvolvimento e evolução do VP. Comparado com as
imagens MODIS o modelo Hysplit conseguiu reproduzir espacialmente a
trajetória e dispersão da pluma durante o VP. Os resultados mostraram que o
fluxo de partículas que se deslocam sobre a região de Ica tem seu início sobre
a zona costeira, onde os ventos são mais fortes durante os eventos VP. As
simulações mostraram que os mecanismos de saltação e suspensão foram,
provavelmente, os mais importantes no deslocamento das partículas durante
os VP. Embora o modelo não consiga calcular a velocidade limiar de fricção
para cada área de emisão especifica, os resultados mostram que ao atingir
7m/s (10m altitude) já existe transporte de partículas.
Comparativamente, os eventos estudados não mostraram muita
diferença em relação às trajetórias e dispersão de partículas. Porém, durante o
evento de inverno foram transportadas por extensões e concentrações
maiores, o que evidencia um evento mais forte. Os dados sugerem ainda que
durante os VP’s partículas são arremessadas ao oceano, desta forma, o
material eólico tem importância no material sedimentar. Com isto, este material
é importante no intuito da reconstrução da dinâmica eólica e dos paleo-ventos
na costa Peruana. Finalmente, um ponto importante sobre o transporte de
partículas sobre Pisco e Chincha Alta-Ica são as consequências deste evento
nos habitantes, no entanto, esta questão não foi explorada neste trabalho.
Evento Paracas
Pressão
Fluxo de
calor U10M V10M
Temperatura 2m
Cobertura média
nuvens
Velocidade de Fricção
Camada limite
Calculada
hPa W/m2 m/s m/s °C % cm/s m
23/jul/14 963 176 -0.90 4.2 17.3 36.0 24.5 106
23/fev/15 967 39.0 0.71 3.5 24.4 38 22.2 369
65
6. ENTRADA DE MATERIAL TERRÍGENO NA PLATAFORMA CENTRAL
PERUANA (PISCO 14°S) DURANTE OS ÚLTIMOS 1.100 ANOS:
IMPLICAÇÕES PALEOCLIMÁTICAS1
6.1. MATERIAIS E MÉTODOS
6.1.1. Processos de sedimentação e características sedimentológicas sobre a
plataforma continental peruana
Gutiérrez et al. (2006), Reinhardt et al. (2002) e Suess, Kulm e Killingley
(1987) descreveram as facies sedimentares na plataforma continental Peruana
e o papel desempenhado pelas correntes nos processos de erosão, assim
como na redistribuição e nos processos favoráveis a sedimentação
hemipelágica. Esses trabalhos mostraram que registros de alta resolução são
possíveis, mas só em localidades específicas da margem continental Peruana.
Suess, Kulm E Killingley (1987) descreveram a formação de duas fácies
sedimentares, uma entre 6 – 10°S, e outra entre 11 – 16°S. A primeira é
chamada de bacia de Salaverry, sendo caracterizada pela escassa, ou nula,
acumulação de sedimentos pela ação da corrente profunda em direção ao polo.
Nesta zona as correntes são fortes e tornam difícil a sedimentação
hemipelágica. A segunda fácie, chamada de Bacia Lima, é caracterizada por
apresentar centros de deposição ricos em matéria orgânica devido à dinâmica
oceanográfica da plataforma continental, como a posição e velocidade da
corrente profunda em direção ao polo.
Adicionalmente, um perfil de alta resolução foi obtido com uma sonda eco
Bathy 2000P durante o projeto "PaleoMap 2006" no cruzeiro RV Olaya, a fim
de determinar a natureza dos depósitos de lama e complementar a informação
sobre a plataforma continental, confirmando a presença de perfis sedimentares
laminares nesta bacia (SALVATTECI et al., 2014a). Este sedimento é
caracterizado pela presença de grãos finos, diatomáceas, alta concentração de
matéria orgânica e ausência de processos erosivos e de bioturbação.
1 Ver em Apêndice o artigo que se origina deste capitulo publicado na revista Climate of
the Past.
66
Os sedimentos da plataforma continental de Pisco (~14°S) são
compostos de sedimentos laminados caracterizados por um conjunto de
camadas milimétricas escuras e claras mais ou menos densas (BRODIE;
KEMP, 1994; SALVATTECI et al., 2014a; SIFEDDINE et al., 2008). Esta
estrutura de lâminas está relacionada a uma complexa interação de fatores,
como a entrada de materiais terrígenos e a variabilidade da produtividade do
sistema de ressurgência, resultando em alterações dos fluxos de material
orgânico, biogênico e litogênico (BRODIE; KEMP, 1994; GUTIÉRREZ et al.,
2006; SALVATTECI et al., 2014b).
O material terrígeno depositado nos sedimentos é produto da entrada de
material fluvial e eólico. As condições anóxicas favorecidas por uma intensa
ZMO (GUTIÉRREZ et al., 2006) e a baixa ação das correntes (REINHARDT et
al., 2002; SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987) permitem a preservação do sinal
paleoambiental sem mudanças, possibilitando o registro, com sucesso, da
variabilidade climática.
O material litogênico fluvial provém de uma cadeia de rios ao longo da
costa Peruana, os quais tem uma vazão significativa bem ao norte da área de
estudo (BEKADDOUR et al., 2014; KEEFER; MOSELEY; DEFRANCE, 2003;
LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014; MCPHILLIPS et al., 2013; MORERA
et al., 2011; REIN, 2005; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982; UNKEL et al.,
2007). A ação das correntes favorece a redistribuição deste material. De fato
SMITH (1983) aponta que material sedimentar pode ser transportado por
longas distancias na direção oposta dos ventos e as correntes superficiais
prevalecentes nas zonas de ressurgência.
Além disso, muitos trabalhos tem demostrado que a precipitação e,
portanto, a descarga fluvial, assim como a corrente profunda em direção ao sul
incrementa durante os eventos El Niño (BENDIX et al., 2002; HILL et al., 1998;
LAVADO-CASIMIRO; ESPINOZA, 2014; STRUB et al., 1998; SUESS; KULM;
KILLINGLEY, 1987). Este fato eleva o potencial das partículas fluviais como
indicador da variabilidade climática na plataforma continental do Peru.
Por outro lado, o material eólico tem sua origem principalmente pelo
fenômeno Ventos Paracas. Este fenômeno tem sido descrito por Escobar
67
Baccaro (1993) como um evento sazonal de ocorrência no inverno. Porém,
eventos podem acontecer em qualquer época do ano com maior frequência
durante anos El Niño. Entretanto, continua sendo um desafio explicar a
variabilidade espacial e da intensidade deste fenômeno, devido à falta de
estudos sistemáticos de campo.
6.1.2. Acoplamento testemunhos
Os testemunhos de sedimento B040506 daqui para frente será referido
como “B06” e o G10-GC-01 como “G10”. Ambos foram recuperados na
plataforma central do Peru em 2004 durante o cruzeiro do projeto Paleo2
abordo do navio oceanográfico José Olaya Balantra (IMARPE) em 2007,
durante o cruzeiro Galathea (Figura 17). Com o objetivo de desenvolver um
registro sedimentar contínuo, elaborou-se um acoplamento entre os
testemunhos através de uma correlação cruzada em busca de um registro para
o ultimo milênio. Este registro foi elaborado tendo como base as discussões
levantadas por Salvatteci et al. (2014a) (Figura 18).
Esta metodologia consiste na identificação de feições comuns em todos
os testemunhos de sedimentos da mesma zona de amostragem e servem
como ponto de correlação entre eles. A mudança biogeoquímica abrupta
datada em AD1820±15, descrito em Gutiérrez et al., (2009) e Sifeddine et al.,
(2008), encontrada em todos os testemunhos da área foi utilizado como
marcador de correlação estatigráfica. Posteriormente foi feita uma inspeção
visual das imagens de Raio X e, elaborou-se uma correlação, seguindo os
padrões de tons produzidos pela diferença de densidade das lâminas. As
sequências e feições biogeoquímicas identificadas em todos os testemunhos
de sedimento foram definidas como pontos de união. Utilizou-se o box core
B14, também coletado na região de Pisco como referência, uma vez que suas
lâminas estavam melhor definidas, sua sequência laminar mais completa e por
ser o melhor conservado (Figura 18).
O testemunho B06 é um boxcore de 0.75 m, laminado e caracterizado
por apresentar um colapso visível em ~52cm e 3 depósitos homogêneos (que
variam entre 1.5 e 5.0 cm de espessura) identificados nas imagens SCOPIX
68
(nenhuma amostra foi tomada nestas profundidades). Além disso, a presença
de filamentos da sulfobacteria gigante Thioploca spp, no topo do testemunho
confirma a recuperação, com sucesso, da interface água-sedimento. De acordo
com as análises biogeoquímicas descritas em Gutiérrez et al. (2009) (i.e.,
Palinofacies, Rock-eval, Carbono orgânico total e δ13C), o B06 tem como
característica uma mudança distintiva em ~30cm. Mais detalhes deste
testemunho são fornecidos por GUTIERREZ et al. (2009); SALVATTECI et al.
(2014A) e SIFEDDINE ET AL. (2008).
69
Figura 17 - Localização dos testemunhos de sedimento B040506 (B06 - círculo preto) e G10-GC-01 (G10 - Triângulo preto) na margem continental central da plataforma Peruana. As linhas batimétricas de contorno estão em intervalos de 25m, de 100m a 500m de profundidade.
70
Figura 18 - Correlação cruzada da estratigrafia das sequências laminares (Imagens SCOPIX) entre o box core B14 (O testemunho recuperado com as laminações mais continuas, sem perturbação é com sequencias melhor preservadas), B06 e o gravity core G10 todos recuperados na plataforma continental de Pisco. Na imagem SCOPIX as cores foram invertidas, assim, as lâminas escuras representam o sedimento mais denso. O número ao lado direito das imagens representa as datações de
14C não calibrado. A linha amarela representa a
posição do “shift” (GUTIÉRREZ et al., 2009). A linha preta entre o B14 e B06 indica o começo da atividade de
241Am. As linhas pretas à esquerda dos testemunhos indicam depósitos
homogêneos e colapsos, as linhas verdes colocadas à direita do testemunho indicam a extensão de camadas de diatomáceas. Os marcadores estratigráficos estão representados por linhas contínuas coloridas mais finas, que indicam correlações menos óbvias possíveis, mais dethales em SALVATTECI et al. (2014a).
O B06 perpassa os últimos ~700anos (Figura 19). Para o último século,
registrado somente no B06, o modelo cronológico foi baseado no excesso da
distribuição natural de 210Pb e 137Cs e apoiado pela distribuição de 241Am,
71
derivado das bombas atômicas (Figura 26). O modelo cronológico revelou a
existência de dois grupos de acordo com as características da matéria orgânica
antes e depois de 1820AD. A taxa de acumulação depois de 1950AD é
0.036±0.001 gcm−2 y−1 e antes de 1820AD é 0.022±0.001 gcm−2 y−1. Por outro
lado, o G10 é um gravity core de 5.22m composto por seis seções (SM1, SM2,
SM3, SM4, SM5 e SM6, sendo SM1 a mais velha) e caracterizado pela
presença de múltiplos colapsos sedimentares. O modelo cronológico foi
construído com cinco amostras. O ΔR, para calibrar as idades do 14C, foi
estimado em 367±40 anos e calculado para o período entre a base, o core B-
14 e, a última idade derivada de 210Pb. Usou-se somente a seção SM5 (que
tem uma taxa de sedimentação de 0.05cm.yr-1), entre 18 e 51 cm (da seção), o
que, cronologicamente, corresponde ao período de ACM de ~900 a 1500AD
(Figura 19) e, não apresenta colapsos sedimentares (Figura 18). Para mais
detalhes da descrição e características cronológicas do modelo B06 consultar
Gutiérrez et al. (2006, 2009), ajustado posteriormente por Salvatteci et al.,
(2014a) e, para o G10, consultar Salvatteci et al. (2014b).
Figura 19 - A) Datações de AMS 14
C do boxcore B06 e seu desvio padrão, B) Modelo de idade do testemunho B06 (
210Pb,
137Cs e
241Am mais
14C usando o ΔR estimado). C) Datações de
AMS 14
C do gravity core G10 com desvio padrão e, D) Modelo de idade do testemunho G10.
A regularidade espacial da amostragem combinada com a variabilidade
natural na taxa de sedimentação implica em taxas de sedimento variáveis entre
as amostras (182 amostras em total). Cada amostra foi selecionada com a
resolução de 0.5cm para B06, o que usualmente inclui entre 1 – 2 lâminas. Por
72
outro lado, no G10 cada amostra foi selecionada a cada 1cm, sendo que cada
uma com 3 – 4 lâminas. A diferença na taxa de sedimentação (entre períodos e
entre testemunhos) e as diferenças na espessura da sub-amostragem (entre
testemunhos) indica que o período de tempo médio de cada intervalo por
amostra durante o ACM, PIG e PAM foi de aproximadamente 18, 7 e 3 anos,
respectivamente. Um método de homogeneização da resolução foi aplicado a
fim de obter dados com intervalo regular. Este método compreende em três
passos: interpolação linear, média móvel e seleção de amostras.
Para cada testemunho, uma frequência de interpolação foi escolhida
baseada no período mais curto entre duas amostras (1 e 10 anos para B06 e
G10, respetivamente). Os dados foram interpolados formando, um grande
conjunto de valores. No passo seguinte, uma média móvel foi feita para esses
dados. Foi escolhida uma média móvel com uma janela de 20 anos, já que
corresponde ao maior intervalo de tempo encontrado nos dados originais,
assegurando pelo menos um dado real por janela. Esta seleção forneceu vários
conjuntos possíveis de datas entre os dados computados, dependendo do
ponto de partida. Com o intuito de extrair um conjunto de dados tão próximo
quanto possível das medições granulométricas reais, conjuntos de datas
regulares foram comparadas numericamente aos dados originais. Um “score”
que representa a soma das diferenças entre as datas originais e os seus
correspondentes dados interpolados foi atribuído a cada conjunto
anteriormente obtido. Finalmente, a matriz escolhida foi a que apresentou os
menores escores, o que representa que a amostra tem um valor muito próximo
à realidade.
6.1.3. Análise de distribuição granulométrica
Com o intuito de isolar a fração mineral foram sucessivamente
removidos de aproximadamente 100mg da amostra de sedimento a fração
orgânica, os carbonatos de cálcio e o sílicio biogênico usando H2O2 (30% em
50°C por 3 a 4 dias), HCl (10% por 12 horas) e Na2CO3 (1M em 90°C por 3
horas). Entre cada tratamento químico, as amostras foram repetidamente
lavadas, com água deionizada e centrifugadas a 4000 rpm até a solução
apresentar um pH neutro (pH:6-7). Depois do pré-tratamento, a distribuição
73
granulométrica foi determinada através de um sistema automatizado de
análises de imagem (modelo FPIA3000, analisador de partículas por fluxo de
imagens, “Instrumentos Malvern”, no laboratório IRD, Bondy-França).
Este sistema consiste em uma câmera CCD (Charge Coupled Device)
que captura imagens de todas e cada uma das partículas homogeneamente
suspensas numa solução dispersora e colocadas numa célula de rotação a
600rpm. Após magnificação (10X), as imagens são analisadas
automaticamente e o equivalente a seu diâmetro esférico (definido como o
diâmetro da partícula esférica que tem a mesma superfície que a partícula
medida) é determinado. Esta magnificação implica no fato de que apenas
partículas com diâmetro equivalente a faixa entre 0.5 e 200µm são
computadas. De modo a certificar-se de que essa filtragem não consideraria
partículas superiores a 200µm, todas as amostras foram passadas por uma
peneira de 200µm antes da análise. Partículas maiores que 200µm nunca
foram encontradas nas amostras, o que significa que a distribuição de
tamanhos obtidos representa realmente o intervalo de tamanho completo dos
sedimentos marinhos. Vale a pena mencionar que este sistema, além de prover
a distribuição de tamanho, ele também exibe a imagem das partículas de
maneira individual. Além disso, o software traz cálculos instantâneos de
diferentes características (e.g., esfericidade, aspecto e distribuição de
tamanho).
A combinação de imagens com diferentes filtros oferece uma meticulosa
e cuidadosa medida das partículas litológicas no sedimento, mesmo que se
tenha milhões de partículas por amostra. Se forem ignoradas as imagens, este
método traz a mesma informação de distribuição granulométrica comparável
aos obtidos com granulometria a laser. No entanto, as imagens são uma
ferramenta muito útil na verificação da eficiência do pré-tratamento, e se for
necessário, as partículas de natureza não mineral, ou os agregados de
partículas, podem ser manualmente removidos da distribuição granulométrica.
A faixa de medição inteira é dividida em 225 seções ou degraus logarítmicos
iguais. Como os intervalos de tamanho selecionados pelo fabricante são muito
estreitos, a contagem do número de partículas em alguns casos pode ser
limitada a somente poucas unidades, nestes casos o erro relativo associado
74
pode ser maior. Para reduzir o erro, decidiu-se por dividir os intervalos de
tamanho por um fator de 5 (usamos 45 no lugar de 225) e agrupou-se o
número de partículas contados em cada classe. Os valores de distribuição de
tamanho foram expressos como distribuição de porcentagem volume (%).
6.1.4. Determinação dos componentes sedimentares e modelo de ajuste por
deconvolução
Como diferentes processos de transporte / deposições de sedimentos
são conhecidos por influenciar a distribuição granulométrica da fração lítica dos
sedimentos (NA et al., 2012; GOMES et al., 1990; HOLZ et al., 2007;
PICHEVIN et al., 2005; PRINS et al., 2007; STUUT; PRINS; WELTJE, 2005;
STUUT et al., 2002; WELTJE; PRINS, 2003), identificar os componentes
individuais da distribuição polimodal granulométrica é um passo decisivo para a
reconstrução paleoambiental.
As características numéricas (e.g., Amplitude A, média geométrica
granulométrica Gmd e desvio padrão geométrico Gsd) das populações
granulométricas individuais, cuja combinação constitui a distribuição total
granulométrica, foram determinadas para todas as amostras analisadas usando
uma rotina interativa de modelo de mínimos quadrados, método descrito em
Gomes et al., (1990). Este método de ajuste procura minimizar a diferença
entre o volume medido das partículas em cada classe de tamanho, e aquele
que é computado da expressão matemática (baseado em funções logarítmicas
normais).
O número de populações granulométricas individuais a ser utilizado foi
escolhido pelo operador, e todos os parâmetros estatísticos (i.e., A, Gmd e
Gsd) puderam ser mudados de uma amostra para outra. Isto representa uma
grande vantagem quando comparada aos modelos tipo End-Member, no qual a
distribuição elementar é mantida constante para todas as amostras e só é
permitido mudar a amplitude relativa (contribuição). De fato, é improvável que
os parâmetros que governam tanto transporte, como deposição de material
litogênico e, desta forma, a distribuição granulométrica, permaneçam
75
constantes no tempo. Isto pode levar a variações nos parâmetros estatísticos
(i.e., Gmd e Gsd).
6.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO
6.2.1. Bases para a interpretação
Ambos os testemunhos de sedimento (B06 e G10) apresentam uma
robusta distribuição bimodal da distribuição do tamanho dos grãos
apresentando ampla variação na sua amplitude e no desvio padrão. Essas
modas correspondem a classes finas de tamanho compreendidas entre ~3 até
15 µm e partículas grosseiras entre ~50 até 120 µm (Figura 20). As partículas
finas dominam a sedimentação durante o período de PIG (LIA-em inglês).
Enquanto que as partículas grosseiras se mostram mais relevantes durante a
segunda metade do ACM e durante os últimos 200 anos período no qual esta
incluindo o PAM.
Figura 20 - Distribuição granulométrica bruta correspondente ao registro completo (sobreposição dos testemunhos B06 e G10). Uma distribuição bimodal é aparente. A primeira composta por partículas finas de ~3 até 15µm; e a segunda por partículas mais grosseiras entre ~50-120 µm. Em detalhe os períodos de ACM (Medieval Climate Anomaly - MCA em inglês), PIG (Little Age Ice – LIA em inglês) e PAM (Current Warm Period – CWP em inglês).
Uma análise de componentes principais (PCA) baseado na classificação
da distribuição granulométrica proposta por Wentworth (1922), identificou que
quatro modas granulometricas ou componentes que poderiam explicar a
variabilidade total contida dentro da distribuição granulométrica (Figura 21). As
76
distribuições granulométricas medidas e calculadas apresentam uma alta
correlação, com R2 variando entre 0.75 e 0.95, atestando que o uso de 4
modas granulométricas apresenta um bom ajuste para as nossas amostras e,
demostrando que o modelo pode fornecer interpretações confiáveis (Figura 22).
Correlações baixas ocorreram só quando a proporção de material litológico foi
pequena em comparação com a sílica biogênica, a matéria orgânica e o bulk
carbonático (6 amostras do total). Esta situação apresentou-se quando o
número de partículas litológicas remanescentes, após o ataque químico, foi
significativamente inferior, colocando estas amostras no limite da
representação estatística. Porém, estas amostras foram consideradas na
análise porque todas tiveram uma alta contribuição de partículas grosseiras.
Figura 21 - Proporções de variabilidade (coeficiente de determinação) obtidas pela análise de componentes principais (ACP) baseado na classificação granulométrica de WENTWORTH, (1922). Quatro componentes podem explicar 97% da variabilidade total da distribuição granulométrica das amostras.
As quatro populações individuais de partículas (componentes) ao longo
do testemunho são resumidas na Tabela 2. Como pode-se apreciar, a primeira
moda (M1), apresentou uma Gmd de aproximadamente 3±1 µm e a segunda
(M2) apresentou uma Gmd de 10±2 µm e é caracterizada por apresentar uma
Gsd larga, o que indica um baixo grau de classificação. De acordo com Sun et
al., (2002), tal grau de classificação (Gsd ~2 σ) poderia se relacionar com um
77
processo de deposição lento e contínuo. As modas grossas, M3 e M4,
apresentaram valores de Gmd de 54±12 µm e 90±13 µm, respectivamente.
Essas modas apresentaram uma Gsd com valores perto de 1 σ. Os valores das
duas modas grosseiras são consistentes com a ótima distribuição
granulométrica capaz de ser transportada com condições favoráveis a erosão
eólica do solo (i.e., falta de vegetação, baixo umbral de fricção, rugosidade da
superfície e baixa umidade do solo) e baixa velocidade limiar de fricção
(IVERSEN; WHITE, 1982; KOK et al., 2012; MARTICORENA; BERGAMETTI,
1995; MARTICORENA, 2014; SHAO; LU, 2000). Estas condições prevalecem
na área de estudo, já que a costa central e sul do Peru consiste de desertos de
areia caracterizados pela falta de chuva, falta de vegetação e ventos
persistentes (GAY, 2005; HANEY; GROLIER, 1991).
Figura 22 - A) Descrição das quatro modas ajustadas calculadas (M1, M2, M3 eM4) para a média granulométrica do registro total; em detalhe pode se ver um exemplo do desvio padrão geométrico (Gsd) sua abundancia relativa dada em (%).
Nas áreas vizinhas aos desertos, onde prevalece o transporte eólico
durante eventos de erosão, partículas com tamanho de grão tão grande quanto
~100µm podem se acumular em sedimentos marinhos (FLORES-
AQUEVEQUE et al., 2015; STUUT et al., 2007), ou ainda em sedimentos
lacustres (AN et al., 2012). De fato, Stuut et al. (2007) relata a presença de
distribuições típicas de erosão eólica (~80 µm) a ~29°S no norte de Chile, o
78
que é consistente com nossos resultados. Na área de estudo, a emissão e
transporte de poeira está relacionada aos eventos chamados localmente como
“Vientos Paracas” (VP). Segundo Escobar Baccaro (1993) as emissões de
poeira durante os VP são caracterizadas por serem sazonais e, ocorrem
preferencialmente durante o inverno Austral (Julho-Setembro) e se devem a
intensificação dos ventos superficiais. Porem, eventos podem ocorrer durante o
ano todo. O gradiente de pressão do nível do mar entre 15°-20°S, 75°W é o
fator controlador dos ventos Paracas (QUIJANO VARGAS, 2013).
Adicionalmente, a topografia local também influencia estes eventos (GAY,
2005). As partículas grosseiras não poderiam ter sua origem no material fluvial
porque uma energia hidrodinâmica substancial seria necessária para mobilizar
partículas deste tamanho (50-100 µm) e, na região não existem grandes rios,
assim como fortes correntes para transportar este material (REINHARDT et al.,
2002; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982; SUESS; KULM; KILLINGLEY, 1987).
Desta forma, as modas grosseiras (M3 e M4) podem ser interpretadas
como indicadoras do transporte eólico resultado dos processos de
intensificação dos ventos superficiais e processos de emissão de poeira (e.g.,
eventos Paracas) (FLORES-AQUEVEQUE et al., 2015; HESSE; MCTAINSH,
1999; MARTICORENA; BERGAMETTI, 1995; MCTAINSH; NICKLING; LYNCH,
1997; SUN et al., 2002). Esses dois componentes (M3 e M4) indicam uma área
local e próxima (i.e., Ventos Paracas) para o material eólico. Estes fatos
contradizem Ehlert et al. (2015) e Molina-Cruz (1977), que indicam ser o
Atacama a fonte principal de material eólica. Ehlert et al. (2015), que também
estudou o B06, também aponta dificuldades na interpretação do sinal dos
isótopos de Sr detrítico como indicador das fontes. Essas dificuldades podem
ser associadas com a variabilidade do 87Sr/86Sr associadas à distribuição
granulométrica (MEYER; DAVIES; STUUT, 2011). As partículas finas M1,
poderiam ser vinculadas à ambos os mecanismos de transporte (eólico e
fluvial), ou poderiam também ser transportadas como agregados de outras
partículas. Assim, sua origem é difícil de determinar, além disso, sua tendência
é diferente e relativamente independente dos outros componentes, nós não
iremos discriminar elas.
79
A componente M2 é interpretada como sendo característica de descarga
e transporte fluvial (KOOPMANN, 1981; MCCAVE; MANIGHETTI; ROBINSON,
1995). A origem fluvial de M2 é também suportada por apresentar a mesma
tendência que os indicadores geoquímicos terrígenos como o incremento na
entrada de Ti (SALVATTECI et al., 2014b; SIFEDDINE et al., 2008) e pela
tendência da composição dos isótopos radiogênicos do componente detrítico
(EHLERT et al., 2015). Esta componente M2 é interpretada como vinculada as
descargas fluviais, as quais são mais significativas ao norte da costa Peruana e
são redistribuídas pelas correntes oceânicas em direção ao sul (MONTES et
al., 2010; REIN; LÜCKGE; SIROCKO, 2004; SCHEIDEGGER; KRISSEK, 1982;
UNKEL et al., 2007). Assim, a plataforma continental de Pisco recebe
partículas grossas de origem eólica por processos de saltação e suspensão
vinculada aos eventos Paracas assim como partículas finas de origem fluvial
que atingem esta região.
Tabela 2- Medias dos parametros (Diametro medio geometrico Gmd, Amplitud A e, Desvio padrão geometrico Dsd) dos 4 modas log-normais (componentes) identificadas a partir da distribuição granulométrica bruta das amostras dos testemunhos de sedimento B06 e G10
6.2.2. Variabilidade da entrada de material fluvial e eólico durante os últimos
~1100 anos
As variações dos componentes granulométricos (M1, M2, M3 e
M4:Tabela 3 - V) ao longo do registro (B06 e G10) mostram que as descargas
fluviais e a intensidade do vento mudaram em escalas de tempo que vão desde
multidecadal à secular. Esta variabilidade permite a identificação de três
M1 Não
determinado
M2
Fluvial
M3
Eólico
M4
Eólico
Gmd
(µm)
A
(%) Gsd
Gmd
(µm)
A
(%) Gsd
Gmd
(µm)
A
(%) Gsd
Gmd
(µm)
A
(%) Gsd
3±1 16±7 1.9±0.2 10±2 43±15 1.9±0.2 54±12 20±10 1.4±0.2 90±13 20±13 1.2±0.2
80
períodos climáticos: a ACM, a PIG e, o PAM. Os sedimentos depositados
durante a ACM exibem dois padrões contrastantes na distribuição
granulométrica. No primeiro deles, datado de ~900 a 1170AD, baixos valores
de D50 (i.e., mediana da distribuição granulométrica segundo Blott, Pye (2001)
e Wentworth (1922) foram encontrados, os quais variaram ao redor de 16±6 µm
e são explicados por uma contribuição de 50 ± 10% M2, 18±7% M3, 21±8% M4
e 11±4% M1.
81
Tabela 3 - Valores mínimos, máximos e médias das componentes granulométricas obtidos ao longo do registro na plataforma central de Pisco
Primeira fase ACM
900 – 1170 A.D.
Segunda fase
ACM
1170 – 1450 A.D.
PIG
1450 – 1800 A.D.
PAM
1900 A.D até o
presente
Componentes
Granulométricos dV/dlnd (%) dV/dlnd (%) dV/dlnd (%) dV/dlnd (%)
Av/Std.Dv.
Range
(Min.-Max.) Av/Std.Dv
Range
(Min.-Max.) Av/Std.Dv.
Range
(Min.-Max.) Av/Std.Dv.
Range
(Min.-Max.)
M1 11 ± 4 7 - 19 14 ± 6,0 5 - 27 15 ± 6 6 - 28 18 ± 7 4 - 40
M2 50 ± 10 33 - 64 41 ± 10 23 - 62 57 ± 13 25 - 80 34 ± 10 13 - 63
M3 18 ± 7 6 - 28 21 ± 9 0 - 39 16 ± 8 5 - 45 23 ± 10 6 - 44
M4 21 ± 8 8 - 42 24 ± 15 0 - 55 11 ± 7 0 - 24 25 ± 13 0 - 56
81
82
Figura 23 - A) A variação da mediana granulométrica (D50) ao longo do registro e a variação da abundância relativa dos componentes sedimentares: B) M1, C) Fluvial (M2), D) Eólico (M3) e, o E) Eólico (M4) da distribuição granulométrica no registro sedimentar F) As barras verdes representam as amostras onde foram encontradas partículas muito grandes, relacionadas com ventos superficiais muito intensos na região de Ica.
82
83
O segundo período do ACM, datado de 1170 até 1450AD, foi
caracterizado pelos altos valores de D50 que variaram ao redor de 28±17µm,
com uma contribuição média de 14±6% para M1 e 41 ± 10% para M2, e valores
ao redor de 21 ± 9% para M3 e 24 ± 15% para M4. Esses resultados indicam
alta variabilidade no transporte de partículas durante o ACM, com mais
descarga fluvial, de ~900 até 1170AD e, incremento na entrada de material
eólico entre 1170 e 1450AD, o que sugerem que este último período teve um
incremento na velocidade dos ventos superficiais (Figura 23D e, E).
Durante a PIG (~1450 – 1820AD), o depósito de partículas foi dominado
por partículas finas com um D50, que varia ao redor de 13±9µm, explicado pela
contribuição de 57±12% de M2. O M3 representa uma contribuição média de
16±8% variando de 5 a 45%, enquanto que M4 mostrou uma contribuição
média de 11±7%, variando entre 0 e 24%, durante o mesmo período. Esta
contribuição significativa de partículas finas M2 sugere uma alta descarga de
material fluvial durante esta época. É importante ressaltar que a contribuição de
M2 se eleva progressivamente desde o começo até o final da PIG, em
~1820AD, o que sugere um incremento gradual na descarga de sedimento
fluvial relacionado com um incremento na precipitação continental (Figura 23C).
De fato, em relação a PIG, nossos resultados corroboram com outros estudos
na região (APAÉSTEGUI et al., 2014a; GUTIÉRREZ et al., 2009; SALVATTECI
et al., 2014b) que indicam condições úmidas sobre as bacias de drenagem.
Esses resultados também implicam no fato de que este período foi caraterizado
por um enfraquecimento nos ventos superficiais.
Finalmente, durante os últimos 250 anos o D50 mostrou alta
variabilidade e foi caracterizado por apresentar dois períodos (1750 até
1850AD e 1900 até 1960AD contido dentro do PAM). Este período foi
caracterizado por apresentar altos valores de D50 ao redor de 45µm, com
aportes de ~40% e ~30% de M4 e M3, respectivamente. De 1850 até 1900AD
e, de 1960 a 2000AD durante o PAM, o D50 apresenta valores ao redor de
20µm explicado por contribuição de ~40% por parte de M2. Esses resultados
indicam um claro incremento no material grosseiro de origem eólica (M3 e M4)
depositado durante o PAM, especialmente para os períodos compreendidos de
1750 até 1850AD e 1900 até 1960AD. Além disso, também é notório que
84
durante esses períodos que partículas tão grandes como ~120 µm foram
encontradas (contidas na componente M4) indicando assim, um período de
ventos superficiais muito intensos e uma forte atividade de erosão eólica
(Figura 23F). Por outro lado, a descarga de material fluvial foi significativa de
AD1850 até 1900, assim como de; AD1960 até 2000. O incremento das
partículas finas durante os últimos 50 anos sugere um incremento na descarga
fluvial e, portanto, no padrão de precipitação. Uma tendência similar foi
identificada no registro de fluxo de material terrígeno (minerais totais) tanto em
Callao como em Pisco (SIFEDDINE et al., 2008).
6.2.3. Interpretações Paleoclimáticas
Os resultados encontrados sugerem que uma combinação de mudanças
entre mecanismos locais e regionais controlam o padrão de sedimentação na
nossa área de estudo. O registro é localizado na passagem de uma
tempestade de poeira, mas também consegue registrar a descarga de material
fluvial, fornecido pelos rios da costa Peruana. Assim, este registro é
particularmente bem adaptado para a reconstrução das mudanças na
intensidade dos ventos e das descargas fluviais na plataforma continental
central do Peru no último milênio.
A interpretação das mudanças nos registos individuais dos componentes
(M2, M3 e M4) e as suas associações (e.g., proporções) podem refletir
variações paleoclimáticas em resposta a mudanças nas condições
atmosféricas. Foi utilizada a razão entre a contribuição dos componentes
eólicos, definida como a contribuição dos ventos mais fortes sobre a
variabilidade dos ventos totais: M4/(M3+M4) como um indicador da intensidade
dos ventos locais superficiais (Figura 24F). De fato, o uso de razões de
componentes granulométricas como indicador das condições atmosféricas e
circulação tem sido uma ferramenta utilizada com sucesso para explicar
diferentes registros (HOLZ et al., 2007; HUANG et al., 2011; PRINS, 1999;
SHAO et al., 2011; STUUT et al., 2002; SUN et al., 2002; WELTJE; PRINS,
2003).
85
Como foi explicado anteriormente, a ACM foi caracterizada por
apresentar uma estrutura de pico sinuosa que retrata duas fases diferentes no
clima. A primeira fase, que vai de ~900 – 1170AD, é caracterizada por
apresentar alta descarga fluvial a qual está vinculada a um incremento da
precipitação (Figura 24E). Este incremento pode ser explicado pelo
deslocamento para o sul da ITCZ (Figura 24B) e pela redução da força na
circulação da ASPS (enfraquecimento dos ventos favoráveis a ressurgência ou
na intensidade dos ventos superficiais) (Figura 24E). Este padrão é vinculado à
reorganização da circulação atmosférica e oceânica, também mencionada por
Salvatteci et al. (2014b), que usando indicadores biogeoquímicos dos
sedimentos marinhos, mostrou condições sub-oxicas nos sedimentos durante
esta época (demostrado pelos valores altos da ração Re/Mo), indicando um
enfraquecimento da intensidade da ZMO (Figura 24C) provavelmente
associado a condições tipo El Niño.
Menos descarga fluvial (i.e., condições secas no continente) e ventos
superficiais mais intensos caracterizam a segunda parte do ACM (~1170 até
1350AD). Isto está vinculado à intensificação da ASPS como resposta de um
deslocamento meridional em direção norte do sistema ITCZ-ASPS e condições
do tipo La Niña. De fato, a tendência na intensidade do vento durante este
período é consistente com o registro de temperaturas no Oeste do Pacífico
(Figura 24A).
86
Figura 24 - Reconstrução de: A) Temperaturas do Indo-Pacífico (OPPO; ROSENTHAL; LINSLEY, 2009), B) Fluxo de %Ti na bacia de Cariaco (PETERSON; HAUG, 2006), C) Anomalias da Atividade da ZMO Re/Mo, valores positivos indicam condições sub-oxicas e valores negativos indicam condições mais anóxicas nos sedimentos (eixo invertido para melhor interpretação) (SALVATTECI et al., 2014b), D) Fluxo de material terrígeno (minerais totais) nos sedimentos de Pisco por Sifeddine et al (2008), E) Variabilidade da descarga Fluvial (M2) sobre a plataforma continental, F) Variabilidade da intensidade do vento (M4/(M3+M4)).
87
Estas características descritas anteriormente estão em fase também
com um período de forte ZMO na plataforma de Pisco (Figura 24C), que são
associadas com uma ressurgência mais intensificada devido à circulação de
Walker mais intensa. Em concordância com os resultados descritos em
Salvatteci et al. (2014b), esse padrão é consistente com condições persistentes
de verão austral. A associação do sistema oceano-atmosfera mostra que a
ACM esteve submetido a grandes e abruptas alterações na circulação
atmosférica em grande escala.
Estes resultados, combinados com outras reconstruções
paleoclimáticas, sugere que a PIG exibe um enfraquecimento da circulação
atmosférica regional e dos ventos favoráveis a ressurgência. Durante a PIG, o
estado do clima médio era controlado por uma intensificação gradual da
entrada de material litológico fluvial à plataforma continental, indicando
condições mais úmidas, as quais são consistentes com as condições
ambientais de tipo El Niño (Figura 24E). Essas condições são confirmadas pelo
incremento na entrada no fluxo do material terrígeno descrito em Gutiérrez et
al. (2009) e Sifeddine et al. (2008) (Figura 24C) e pela composição isotópica da
fração terrígena (EHLERT et al., 2015). Este incremento nas condições úmidas
é também evidenciado pela intensificação do Sistema de Monção Sul-
americana (SAMS).
Os registros de paleo-precipitação suportam estas hipóteses de
características regionais (APAÉSTEGUI et al., 2014a; HAUG et al., 2001;
PETERSON; HAUG, 2006). Essas condições foram consistentes tanto na bacia
Amazônica quanto na bacia do Pacifico e, sugerem uma direta relação com o
deslocamento meridional da ITCZ (Figura 24B e, E). Estas características
foram acompanhadas pelo predomínio de ventos superficiais fracos (Figura
24F) e notáveis condições sub-oxicas na superfície dos sedimentos (Figura
24C). Essas características também suportam a hipótese de deslocamento
meridional do sistema ITCZ-ASPS e é consistente com um enfraquecimento da
circulação da célula de Walker (Figura 24A).
A transição entre a PIG e o PAM se apresenta como um evento abrupto.
Este período evidencia uma progressiva intensificação nas anomalias positivas
88
nos ventos mais intensos e uma forte e rápida diminuição na descarga de
material fluvial à plataforma continental (Figura 24E e F). Isto sugere uma
rápida mudança de dois fatores, a posição meridional do sistema (ITCZ-SPSH)
e a circulação de Walker, as quais controlam a entrada de material terrígeno.
Os resultados sugerem que o padrão de precipitação é afetado mais rápida e
abruptamente do que a intensidade dos ventos superficiais (pelo menos ventos
favoráveis à erosão eólica). Gutiérrez et al. (2009) encontrou evidência de uma
reorganização de grande escala no clima tropical do Pacífico com efeitos
imediatos no ciclo biogeoquímico e na estrutura do ecossistema durante este
período. O incremento na intensidade dos ventos sugere um deslocamento ao
Norte do sistema ITCZ-ASPS, o qual, por sua vez, incrementa a circulação dos
ventos regionais (favoráveis à ressurgência e a erosão eólica) e
simultaneamente leva a um incremento na ZMO, que está relacionada com
uma intensificação da ressurgência (Figura 24C).
Finalmente, durante o PAM (~AD1900 ao presente), anomalias
negativas na tendência da descarga de material fluvial, combinado com um
incremento na intensidade do vento, que se mostra acoplado a uma forte e
marcada ZMO, mostra uma ressurgência intensificada. Esta configuração
sugere uma forte modificação no regime atmosférico que determina a descarga
de material fluvial quando o sistema meridional ITCZ-ASPS está na sua
posição mais ao norte (Figura 24 E e, F). Esta hipótese é suportada por outros
estudos na plataforma continental do Peru (SALVATTECI et al., 2014b) e
também no oeste dos Andes onde um incremento na precipitação (entre ~10 e
20%) foi detectado durante a PIG, em comparação com os subsequentes ~200
anos (REUTER et al., 2009). Esta tendência é consistente ainda com um
incremento na intensidade dos ventos que é corroborada com um
aprimoramento na produtividade da ressurgência (GUTIÉRREZ et al., 2011;
SALVATTECI et al., 2014b; SIFEDDINE et al., 2008) e, confirma a relação
entre a intensificação na atividade da ressurgência induzida pela variabilidade
na intensidade dos ventos regionais relacionados com o deslocamento e
circulação da ASPS.
O incremento na intensidade dos ventos durante os últimos dois séculos
provavelmente representa o resultado da posição do sistema ITCZ-ASPS
89
atualmente e, a intensificação associada dos ventos locais e regionais (Figura
24F). No entanto, a deposição do material eólico (Figura 23E e, F) e, em
consequência, a intensidade dos ventos e sua variabilidade é mais forte
durante os últimos 100 anos do que durante a segunda parte da ACM (Figura
24F), onde se apresentam similares condições (i.e., posição do sistema ITCZ-
ASPS). Esta tendência sugere uma forçante adicional responsável pela
intensificação da circulação atmosférica, consistente com o atual padrão de
mudança climática (ENGLAND et al., 2014; MCGREGOR et al., 2014;
SYDEMAN et al., 2014). Finalmente, a diminuição na descarga fluvial no
mesmo período mostrado por M2 reflete a tendência por condições mais secas
em comparação com PIG (Figura 24E). Além disso, durante o PAM, a
intensificação do vento mostra uma relação muito estreita com a variabilidade
da ZMO (Figura 24C), reforçando a interpretação da intensificação dos ventos
como consequência do fortalecimento da ASPS.
Variações na descarga de material fluvial (i.e., variabilidade na
precipitação) apresentam uma variabilidade secular ao longo do último milênio,
mostrando uma intensa descarga fluvial durante o primeiro período do ACM,
assim como durante a PIG. Assim, um estado médio do clima para este
período pode ser descrito como úmido, onde ao mesmo tempo se teve uma
reduzida intensidade do vento (Figura 24F). Em contraste, o segundo período
do ACM e durante o PAM se apresenta pouca descarga de material fluvial e
ventos muito mais intensos. Estas condições sugerem um mecanismo adicional
para o incremento da intensidade do vento, talvez, relacionado com as atuais
condições de mudanças climáticas. Uma boa relação entre o conteúdo de
titâtio (Ti) no registro da bacia de Cariaco (Figura 24B) e uma variação que vai
de multidecadal a secular no registro de descargas fluviais sobre a plataforma
continental suporta a hipótese de que ambos os sistemas são controlados por
um mecanismo climático comum.
Estas condições são relacionadas com um deslocamento da ITCZ
descrita por Haung et al. (2001a) e, mais recentemente, por Sachs et al.
(2009). Consequentemente, um deslocamento e fortalecimento ou
enfraquecimento da ASPS sobre o Pacífico Leste poderia ser esperado. Estas
condições irão determinar o enfraquecimento ou fortalecimento da intensidade
90
dos ventos superficiais em escala de tempo multidecadal a secular. Essas
condições irão também regular o comportamento da estrutura geoquímica do
sistema de ressurgência do Peru.
6.3. CONCLUSÕES
Quatro componentes granulométricos foram identificados (M1, M2, M3 e
M4) no registro dos sedimentos marinhos e foram relacionados com diferentes
fontes e processos de transporte à plataforma continental durante o último
milênio. A moda M2 (~10µm) é um indicador de descarga fluvial relacionada
com a variabilidade regional de precipitação, enquanto que os componentes
M3 (54±11) e M4 (90±11) estão relacionados a transporte eólico e assim, com
a intensidade do vento local e regional. A entrada de ambos (material eólico e
fluvial) exibe uma variabilidade que vai desde decadal até secular e, mostram
uma estreita relação com as condições atmosféricas regionais. Os períodos da
ACM e o PAM mostram um incremento no transporte de partículas grosseiras
e, assim um aumento na intensidade dos ventos superficiais, enquanto que a
PIG foi caracterizada por uma intensa descarga de material fluvial marcada por
um transporte ativo de partículas M2.
A comparação com registros paleoambientais revela uma coerente
variabilidade entre o deslocamento do sistema ITCZ-ASPS e a descarga de
material fluvial e transporte de material eólico. A intensidade dos ventos e o
registro das condições anóxicas pelos sedimentos marinhos mostrou uma
estreita relação, o que sugere um mecanismo associado com o deslocamento
da ASPS como mecanismo comum para seu enfraquecimento/fortalecimento.
Mudanças na descarga de material fluvial e transporte de material eólico à
plataforma continental está vinculada ao deslocamento do sistema ITCZ-SPSH
e ao fortalecimento ou enfraquecimento zonal da célula de Walker. Esse
resultado mostra uma ativa descarga de material fluvial durante condições tipo
El Niño e, pelo contrário, um fortalecimento do transporte de partículas eólicas
e assim, da força do vento durante condições tipo La Niña.
O período de ACM mostra que foi um período que esteve submetido a
grandes e abruptas alterações na circulação atmosférica de grande escala
91
associadas ao sistema oceano atmosfera. Os resultados mostram que durante
este tempo os ventos eram significativamente mais fortes e a precipitação era
altamente variável. Uma ativa descarga de material fluvial durante a PIG
evidenciou condições mais úmidas sobre o continente estreitamente
relacionado com condições persistentes do tipo El Niño. Uma progressiva
intensificação na intensidade dos ventos é registrada durante o PAM e pode
estar relacionada com o fortalecimento da circulação de Walker, favorecendo
maiores condições de tipo La Niña, as quais permitem o incremento na
intensidade dos ventos regionais e consequente intensificação da ZMO.
92
7. MUDANÇAS NA DEPOSIÇÃO EÓLICA NA PLATAFORMA
CONTINENTAL CENTRAL DO PERU DURANTE O ÚLTIMO SÉCULO E
SUA RELAÇÃO COM AS CONDIÇÕES ATMOSFÉRICAS
7.1. MATERIAIS E MÉTODOS
7.1.1. Testemunho marinho e analises granulométricas
Para este estudo foi utilizado o testemunho B040506 (B06), que é um
boxcore, coletado aos 14° 07.90’ S, 76° 30.10’ W, a 299 m de profundidade
(Figura 25C). Este testemunho foi coletado em 2004 durante o cruzeiro Paleo2,
abordo da embarcação José Olaya Balandra, do Instituto do Mar do Peru
(IMARPE). A longitude desde testemunho é de 75 cm, porém para este
trabalho só serão considerados os primeiros 30 cm, correspondentes à secção
descrita como “post-shift” (mudança abrupta no padrão geoquimico) e que
equivale aos últimos ~150 anos (ver GUTIERREZ et al., 2006; SALVATTECI et
al., 2014a; SIFEDDINE et al., 2008 para mais informações). Cada amostra
corresponde a intervalos 0.5 a 1 cm de espessura, que usualmente inclui 1 a 2
laminas que representam depósitos de 1 a 7 anos entre elas. A presença de
filamentos da bactéria Thioploca spp no topo do testemunho foi considerado
um indicador de sucesso da recuperação da interface água - sedimento.
93
Figura 25 - A e B). Apresentam o cenário com e sem emissão de poeira por erosão eólica sobre o estado de Ica e a plataforma continental (Imagens do MODIS Aqua/Terra composição de cor verdadeira com refletância superficial). C) A área de coleta do testemunho de sedimento.
O modelo cronológico para os últimos ~150 anos foi baseado na
distribuição natural do excesso de 210Pb e 137C ao longo do testemunho e pelo
241Am derivado da explosão de bombas atômicas (Figura 26). De acordo com o
modelo cronológico, a taxa de acumulação depois de 1950 AD foi de
0.036±0.001 gcm−2 y−1 e, antes de 1820AD foi 0.022±0.001 gcm−2 y−1. Para
mais detalhes sobre a descrição e características do modelo cronológico ver
Gutierrez et al. (2006, 2009), corrigido por Salvatteci et al. (2014a).
94
Figura 26 - Perfil de excesso de 210
Pb e 241
Am no testemunho B040506. Reconstrução da queda de 137Cs no Hemisfério Sul (UNSCEAR, 2000), e precipitação da atividade específica de
137Cs em Buenos Aires (Ribeir; Arribére, 2002). As características mais representativas das
mudanças (início e períodos pico, foram sombreadas) utilizou-se para identificar três marcadores temporais no perfil da atividade especifica do
241Am. Os intervalos de tempo para
cada marcador foi estimado pelo excesso de 210
Pb derivado da taxa de sedimentação na camada superior e da camada da amostra. Fonte: Adaptado de GUTIERREZ et al., 2006.
A fração mineral de origem terrígena foi separada do “bulk” de
sedimentos pelágicos usando o método sugerido por Leinen et al. (1994);
Pichevin et al. (2005) e Weltje e Prins (2003). Esta metodologia consiste em um
ataque sequencial: primeiro as amostras (100mg aproximadamente) foram
tratadas com H2O2 (30% a 50°C durante 3 a 4 dias) para remover a fração
orgânica do material e depois foram tratadas com HCl (10% durante 12 horas)
para remover a fração carbonatica e finalmente com NaCO3 (1M a 90°C
durante 3 horas) com o intuito de eliminar a sílica biogênica.
Durante os tratamentos químicos, as amostras foram lavadas
repetidamente com água deionizada e centrifugadas a 4000 RPM até a solução
apresentar com pH neutro (pH:6-7). A fração remanescente foi peneirada a 200
µm para remover as partículas grandes. No entanto, partículas maiores que
95
200 µm não foram encontradas, o que significa que a totalidade da amostra foi
considerada. Isto foi feito devido ao fato de que somente partículas menores
que 200 µm podem ser detectadas pelo método analítico usado. Após o pré-
tratamento, a distribuição granulométrica foi determinada com um sistema
automático de análises de imagens (modelo FPIA 3000, Malvem Instruments
no IRD, Bondy-França).
A análise de distribuição granulométrica foi realizada mediante uma
ampliação ótica (x10), uma vez que com esta configuração podem ser
analisadas partículas de 0,5 até 200µm. Este equipamento fornece a
distribuição de tamanho e volume, o que representa a distribuição de massa,
além do tamanho médio do grão. Esta tecnologia analisadora de fluxo de
partículas por imagens oferece como vantagem a observação de cada partícula
das amostras, o que assegura que se esteja analisando só partículas minerais,
avaliando desta forma, a eficiência do ataque químico. Ademais, o software
fornece a possibilidade de eliminar partículas de procedência não mineral
(fibras, as carapaças de algas remanentes, quando houver) e permite fazer
diversos cálculos simultâneos de diferenças de tamanho e característica de
forma de partículas (e.g. esfericidade, forma). A galeria das imagens em
combinação com as múltiplas funções de filtros suportam ainda a avaliação de
medidas nas partículas mesmo quando se apresentam milhões de partículas
por amostra.
Devido às propriedades físicas e ao transporte, a distribuição
granulométrica das partículas em movimento seguem uma distribuição e
classificação natural do tamanho de grão. Diferentes autores têm utilizado uma
variedade de modelos de ajustes com o objetivo de separar os componentes
granulométricos produtos do transporte físico natural e, as condições
ambientais, que podem variar dependendo das condições climáticas (e.g.
GOMES et al., 1990; HUANG et al., 2011; STUUT et al., 2002; SUN et al.,
2002; WELTJE, 1997). Estes modelos assumem que a composição litológica
do sedimento é composta de uma assembleia de diferentes distribuições log-
normais de populações granulométricas (polimodais).
96
Neste trabalho usa-se uma rotina interativa de ajuste de mínimos
quadrados para determinar o número e as características das populações de
partículas individuais baseado no modelo de deconvolução proposto por
Gomes et al., (1990). Escolhou-se este modelo porque se adapta bem às
variações ambientais na perspectiva das mudanças climáticas ao longo do
tempo podendo assim, diminuir a incerteza. Parâmetros estatísticos foram
calculados para cada amostra de maneira independente ao longo do
testemunho. Assim, o desvio padrão (σ) o tamanho das partículas (µm) variam
entre 1.1 e 2 e entre 0.5 e 200µm, os quais representam a forma e a moda,
respectivamente, de cada população granulométrica. A contribuição destas
modas foi dada em (%).
7.2. RESULTADOS E DISCUSSÃO
O registro temporal da mediana granulométrica (D50) mostra que se
apresentam dois períodos, com predominância de partículas grossas. O
primeiro compreende entre 1900-1920AD e o último entre 1940-1960AD. Além
disso, no final da década de 1850AD há um aparente período com dominância
de partículas grossas. Isto sugere que o incremento dessas partículas pode
estar relacionado com um aumento ou favorecimento da atividade natural
responsável por o seu transporte. Por outro lado, o período entre 1855-1890AD
e, os últimos 30 anos apresentam um domínio de partículas mais finas (Figura
27).
97
Figura 27 - A.) Imagens SCOPIX do testemunho B040506 as cores foram invertidas, as lâminas escuras representam sedimento mais denso e as claras os sedimentos menos denso; os primeiros centímetros (30) se mostram contínuos, não perturbados e com sequências laminares bem preservadas. As linhas verdes indicam depósitos homogêneos, ou slumps. B) Interpolação do registro temporal da distribuição granulometria bruta. C) Registro temporal da mediana granulométrica (D50). O registro temporal varia entre 1 a 5 anos, desta forma foram aglomeradas em intervalos de 5 anos para ajustar a resolução da amostra em relação aos maiores intervalos de resolução.
A distribuição granulométrica relativa calculada mostra que as partículas
finas têm suas modas em 3 e 10 µm e, as grosseiras em 50-90µm (Figura 28),
resultados que estão em concordância com os resultados de trabalhos
anteriores (BRICEÑO-ZULUAGA et al., 2015). O modelo permite mostrar que
as partículas finas apresentam uma baixa classificação (ou σ) enquanto que as
componentes grosseiras mostram uma alta classificação e suas frequências
exibem uma ampla variabilidade ao longo do registro. Briceño-Zuluaga et al.,
(2015) ressaltaram a importância da distribuição granulométrica como indicador
dos processos de entrada de material sedimentar na plataforma continental
central do Perú. Assim, partículas finas, 10±2µm, foram relacionadas com
processos de descarga fluvial e as partículas grosseiras (54±11µm e 90±11µm)
com processos de erosão eólica. Resultados semelhantes foram obtidos por
Flores-Aqueveque et al. (2015) na Baia de Mejillones, no Chile. Eles
98
relacionaram partículas >35µm como indicador da atividade de erosão eólica
sobre a pampa, e partículas >100µm como indicativas de ventos extremos
dessa erosão induzidos por ventos de alta velocidade, muito similares com a
conjutura feita na região de Pisco. No entanto, diferentemente da Baia de
Mejillones, a plataforma continental de Pisco recebe a entrada de material
fluvial, o que incrementa o potencial destes registros sedimentares como um
ambiente ideal para o estudo da dinâmica atmosférica e sua variabilidade do
Pacífico Leste.
Figura 28 - Contribuição relativa da distribuição granulométrica calculada post-shift para o testemunho B040506.
Como foi mencionado anteriormente, as partículas com moda ~10µm
são indicadoras de descarga fluvial (Figura 29B). A contribuição média destas
partículas oscilou entre 13.5 – 62.9%, com uma média de 35%. Os resultados
mostram que estas partículas tiveram uma boa correspondência entre as
anomalias positivas e os registros dos eventos tipo El Niño mais extremos
(Figura 29I). Durante os eventos El Niño existe um aumento na precipitação
sobre a bacia do Pacífico que incrementa o material detrítico que pode ser
levado à plataforma continental. De fato, o registro mostra que o grande pico,
99
entre ~1920-1925AD, se relaciona com o El Niño mais extremo registrado. A
série temporal de descarga fluvial também não falha em registrar outros
grandes eventos tipo El Niño (e.g. 1983-84AD e 1997-98AD) (Figura 29 A e H).
Os aportes fluviais também mostram uma persistente anomalia positiva
multidecadal entre 1850 – 1925. Este período é consistente com anomalias de
temperatura superficial do mar (TSM) mais positivas segundo registros de
alkenones da plataforma continental, assim como uma OMA negativa (Figura
29H).
O período entre AD1940-1955 apresenta-se com fortes anomalias
negativas de aportes fluviais, o que indica condições mais secas. Este período
coincide com um período de persistentes eventos tipo La Niña fortes e
extremos. Finalmente, os últimos 30 anos apresentam uma persistente
variabilidade subdecadal. Lavado-Casimiro e Espinoza (2014) relatam para
este período um incremento na precipitação na bacia do Pacífico relacionada à
variabilidade interdecadal. Esses resultados são consistentes com a
variabilidade registrada no testemunho e poderia explicar a dominância no
registro do tamanho médio das partículas finas neste período.
As partículas eólicas de ~50µm apresentam uma contribuição média de
22.3% e variaram entre 5.6 – 40.6%. Por outro lado, a contribuição de
partículas mais grosseiras ~90 µm variou de 0.4 – 56.1% com uma média de
25.1%. As partículas ~90 µm, indicadoras de eventos VP’s mais fortes,
apresentam persistentes anomalias negativas de AD1850 até AD1930 (Figura
29C). Após este período, a série de tempo mostra um domínio predominante
de anomalias positivas até o final do registro (AD1930-AD2004), com picos
negativos consistentes com anos de eventos tipo El Niño extremos ou fortes.
Estes resultados sugerem uma diminuição da intensidade dos ventos
favoráveis a erosão eólica durante anos com eventos tipo El Niño.
Seguindo o princípio de usar as razões das partículas eólicas como
indicador da intensidade do vento (Figura 29D) (eg., BRICEÑO ZULUAGA et
al., 2015; HUANG et al., 2011) pode-se ver que os resultados mostram dois
períodos com condições persistentes. O primeiro deles, de 1855 - 1930AD,
mostra ventos preferencialmente mais fracos em relação ao segundo período,
100
que vai de 1930 até o final do registro, onde se apresentam ventos mais
intensos. Uma correspondência notável pode ser notada em relação a
variabilidade multidecadal da intensidade do vento com as anomalias do TSM
registradas em alkenonas por Gutiérrez et al. (2011a) para o mesmo
testemunho. Ao mesmo tempo, esta tendência apresenta uma boa
concordância com a intensificação da temperatura global (Figura 29F) e é
consistente com uma ODP e, OMA positiva (Figura 29G e H).
Estes resultados sugerem uma possível conexão com a atual tendência
de aquecimento global, assim como com a variabilidade OMA como
mecanismo de intensificação dos ventos alísios e correspondente
intensificação da ressurgência. Tais fatos são consistentes com os
mecanismos de acoplamento atmosférico e oceânico entre as bacias Pacifico-
Atlântico, como mostrado nos modelos de McGregor et al. (2014) e
Timmermann et al. (2007). Da mesma forma, os mecanismos de intensificação
da ressurgência pela tendência de temperatura global são consistentes com os
relatados nos trabalhos de England et al. (2014) e Sydeman et al. (2014). Os
resultados de intensificação dos ventos, por sua vez, são consistentes com os
registrados por Flores-Aqueveque et al. (2015) para a mesma escala de tempo
na Baia de Mejillones, localizada ao Norte de Chile.
A fim de avaliar os principais modos de variabilidade climática e as
escalas de tempo relacionadas com as mudanças na variabilidade da descarga
fluvial e da intensidade do vento, foram feitas analises espectrais de séries
temporais (Figura 30). Os resultados mostram um primeiro pico que sugere que
a descarga fluvial é dirigida por períodos multidecadais equivalentes a 50-56
anos. O registro apresenta também um pico secundário que é corresponde a
períodos de 20 e 16 anos. Por outro lado, a deposição das partículas eólicas de
~50 µm mostra um primeiro pico que sugere que a sua deposição é controlada
por períodos de 40anos, assim como um segundo que sugere períodos de 10-
12 anos.
Além disso, as partículas eólicas de ~90µm mostraram que sua
deposição é dominada por período de 21 anos. A mesma metodologia para a
razão indicadora da intensificação de ventos mostrou que esta é dominada por
101
períodos de 21 anos, o que era esperado, já que a deposição das partículas
mais grosseiras é controlada por este período. Estes resultados sugerem que a
erosão eólica produzida por ventos ao longo da costa e a entrada de material
fluvial do continente é principalmente modulada numa escala de tempo decadal
e multidecadal, o que é consistente com a variabilidade da ODP,
principalmente e presumivelmente influenciada pela OMA.
102
Figura 29 - A) Reconstrução da série temporal da variabilidade das descargas fluviais. B) Reconstrução da variabilidade do transporte eólico por erosão das partículas de ~50µm. C) Reconstrução da variabilidade do transporte eólico por erosão das partículas de ~90µm. D) Reconstrução da variabilidade da intensidade do vento. E) Registro de anomalias de temperatura baseado nos dados publicados por GUTIERREZ et al. (2009) (Eixo invertido para melhor interpretação). F) Anomalias da temperatura média global do ar superficial (SAT) adaptado da Figura 1.1 de 2014 Arctic Report Card (http://www.arctic.noaa.gov/reportcard/air_temperature.html). Os dados são da base de dados do CRUTEM4v. G) Reconstrução da ODP (MANN ET AL.,2009) H) Reconstrução da OMA (AMO-inglês) (MANN et al., 2009) I) Registro histórico da variabilidade do ENOS (ENSO-inglês) mostrando eventos extremos e fortes La Niña (X/xx, S/xx respectivamente) e eventos extremos e fortes El Niño (X/xy, S/xy respectivamente), adaptado dos dados de GERGIS; GARDEN; FENBY (2010).
103
Figura 30 - Periodograma de Lamb das análises de série temporal da variabilidade fluvial e eólica, com 95% e 90% de confiança (linhas vermelhas de cima para baixo respectivamente). A) Partículas de ~50µm apresentam um primeiro pico correspondente a períodos de 40 anos e um segundo a períodos de 10-12 anos. B) Partículas de ~90 µm apresentam um pico correspondente a períodos de 21 anos. C) Entrada de material fluvial, mostrando um primeiro pico correspondente a períodos de 50-56 anos e, outros dois a períodos de 20anos e 16 anos. D) A reconstrução da variabilidade da intensidade do vento mostrou um pico equivalente a 21 anos.
Uma vez identificado a ODP como o principal modo de variabilidade
climática responsável pela variabilidade na deposição das partículas, avaliou-
104
se a relação entre a variabilidade da intensidade dos ventos (relacionada com a
atividade eólica) e a variabilidade da ODP nos últimos 50 anos (para os
invernos austrais especificamente). Para isto, aplicou-se uma regressão entre
os vetores de vento superficial meridional e zonal vs a variabilidade da ODP no
quadrante 6-30°S e 60-90°O (Figura 31).
Os resultados mostram uma relação positiva entre a variabilidade dos
ventos superficiais meridionais (ao longo da costa) e a variabilidade da ODP na
região costeira do estado de Ica e, o norte de Chile. De fato, a regressão
mostra que a maior significância se encontra localizada na Baia de Mejillones,
onde também existe atividade de erosão eólica (FLORES-AQUEVEQUE et al.,
2010) e sua atividade foi relacionada com a ODP (FLORES-AQUEVEQUE et
al., 2015). Apesar de a relação ter valores baixos, deve-se considerar a relação
na escala temporal e espacial de 65 anos sobre a grade escolhida (1°x1°). Para
isto correlações de 0.3 sugerem pelo menos uma significância ao nível local, de
acordo com Livezey e Chen, (1983).
A atividade eólica que está relacionada com ventos fortes (transporte de
partículas durante VP’s), identificados pelas partículas de ~50µm, mostra uma
concomitante variação com os períodos de anos tipo El Niño, o que é
consistente com a hipótese de intensificação dos costeiros ventos na presença
de eventos El Niño. Porém, os resultados sugerem que os ventos mais
intensos, os quais são indicados pelo transporte das partículas mais grosseiras
(i.e. ~90µm), são menos favoráveis nessas condições (i.e., tipo El Niño), já que
existe uma diminuição no transporte dessas partículas e, portanto, os ventos ao
longo da costa são menos intensos. Em contraste, os resultados mostram que
na presença das condições de tipo La Niña existe um transporte de partículas
mais grossas e, portanto, uma intensificação dos ventos. Estes resultados
também são consistentes com a escala de variabilidade centenal (BRICEÑO
ZULUAGA et al., 2015).
105
Figura 31 - Regressão sazonal dos dados de re-analise da velocidade dos ventos superficiais meridionais (acima) e zonais (abaixo) (KALNAY et al., 1996) e a Oscilação Decadal do Pacifico de 1948 até 2013 (Calculos e graficos foram realizados no software da NOAA/ESRL Physical Sciences Division, Boulder Colorado em http://www.esrl.noaa.gov/psd/).
106
A variabilidade da intensidade do vento mostra uma boa concordância
com a variabilidade da TSM e retrata o vínculo existente entre a variabilidade
da ressurgência e a atividade da erosão eólica, ambos modulados pela PDO
em escala de tempo decadal. Tanto a ressurgência como os ventos favoráveis
à erosão eólica são modulados pelo mesmo mecanismo, a circulação
atmosférica da ASPS. O registro mostra uma intensificação na intensidade dos
ventos em escala multidecadal a partir de 1930AD até o final do registro e nas
anomalias negativas de temperatura, o que é evidenciado também em outros
registros da região (FLORES-AQUEVEQUE et al., 2015; JAHNCKE;
CHECKLEY; HUNT, 2004; VARGAS et al., 2007). De fato, resultados
semelhantes foram obtidos por Flores-Aqueveque et al. (2015) nos registros de
intensidade de vento na Baia de Mejillones, no Chile. Nossos resultados
sugerem uma intensificação regional da ASPS em escala multidecal modulada
pela ODP e influenciada pela OMA, mas ao mesmo tempo parece existir um
link com a tendência de mudanças de temperatura relacionadas com as
mudanças globais.
7.3. CONCLUSÕES
Nossos resultados mostram que, embora durante os eventos El Niño se
apresente erosão eólica (ventos fortes), é durante eventos tipo La Niña que se
transportam as partículas mais grosseiras e, portanto, pode-se esperar uma
maior intensificação dos ventos. Aparentemente um incremento nos ventos
locais existe devido à intensificação da circulação da ASPS. As anomalias
positivas dos eventos tipo El Niño apresentam uma boa correspondência com o
registro da descarga de material fluvial. Tanto a intensidade dos ventos
regionais que controlam a atividade da ressurgência e os VPs, como a
descarga do material fluvial se mostram modulados pela variabilidade da ODP
e aparentemente influenciados pela OMA, evidenciando um mecanismo de
acoplamento atmosférico e oceânico entre bacias Pacifico-Atlântico, como
proposto em modelos em outros trabalhos. A tendência na diminuição da
temperatura da ressurgência é consistente com uma intensificação progressiva
dos ventos nos últimos 70 anos e também com a tendência de incremento de
temperatura global. Assim, a resposta local da região de Pisco é provavelmente
107
vinculada ao resultado do estabelecimento de mudanças regionais
relacionadas com as atuas tendências de mudanças globais.
108
8. CONCLUSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS
A avaliação visual de imagens de satélite (MODIS) durante os últimos
seis anos (aproximadamente) e a simulação do transporte das partículas
eólicas (para dois eventos Paracas) para determinar sua trajetória e dispersão,
mostraram que as tempestades de areia conseguem cobrir grande parte do
Departamento de Ica, no Sudeste de Perú. Os resultados da simulação
mostram que grande parte do material litológico durante os ventos Paracas é
transportado para o mar na zona da plataforma continental de Pisco,
confirmando assim a assinatura eólica nos sedimentos. A simulação também
mostrou que as partículas mais finas destas tempestades atingem várias
cidades (e.g., Pisco e Chincha Alta-Ica), o que pode trazer riscos para a
população (doenças respiratórias e perturbações para visibilidade etc.). A
variabilidade na entrada de material terrígeno na plataforma central de Pisco
mostra-se, assim, um vínculo importante com as mudanças globais do clima.
Os resultados obtidos neste trabalho confirmam a presença de quatro
componentes granulométricas nos sedimentos da plataforma continental de
Pisco (~14°S) M1, M2, M3 e M4. A componente de partículas litológicas finas
M2 é produto das descargas fluviais sobre a plataforma e assim, pode ser
usada como indicador das mudanças de precipitação continentais. Os
resultados também evidenciam que esta componente domina a sedimentação
em escala de tempo multidecadal a secular nos períodos de ~AD900 até 1170,
durante o ACM e, ~AD1450 até ~1800, durante a PIG, indicando assim,
condições preferencialmente úmidas sobre a bacia do Pacífico Sudoeste
nesses períodos. Entretanto, as componentes granulométricas grosseiras M3 e
M4 são produto do transporte de material litológico por erosão eólica iniciada
pelos ventos fortes durante as tempestades de areia do Vento Paracas. A
componente M3 é um indicador de ventos “intermediários” ou, ventos o
suficientemente forte, para o evento Paracas se desenvolver. Entretanto, a
componente M4 pode ser diretamente relacionada com ventos
significativamente mais fortes. Assim, a razão entre estas componentes
M4/(M3+M4) indica a variabilidade na intensidade do vento ao longo do tempo.
Os resultados mostram também que durante a segunda parte do ACM 1170 –
109
1350AD e, durante os últimos dois séculos, os ventos superficiais foram
significativamente mais intensos, sendo que neste último período os ventos
superficiais foram mais intensos.
O último século mostra que a intensificação dos ventos tem uma boa
relação com a diminuição da temperatura do mar na ressurgência do Peru. Os
resultados sugerem ainda que a variabilidade na intensidade do vento é
modulada pela variabilidade na ODP em escala de tempo multidecadal com
uma componente de OMA. Por outro lado, em escala de tempo interanual, os
resultados mostram que existe uma relação com o transporte da componente
M3 e as condições de tipo El Niño. Porém, o transporte da componente M4
(relacionada com ventos mais intensos) mostra uma relação com condições
tipo La Niña. Tais relações permitem concluir que os ventos mais intensos se
apresentam quando as condições são mais próximas às do tipo La Niña. O
último século mostra ventos muito mais fortes que durante a ACM (segundo
período), quando as condições ambientais são similares (posição meridional do
sistema ITCZ-ASPS) e, a circulação de Walker. Este último ponto sugere que
existe uma forçante adicional que favorece a intensificação dos ventos e esta
tendência (i.e., intensificação dos ventos, diminuição TSM) mostra uma boa
relação com o incremento da temperatura global.
110
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doi:10.5194/cp-12-787-2016
© Author(s) 2016. CC Attribution 3.0 License.
Terrigenous material supply to the Peruvian central
continental shelf (Pisco, 14◦ S) during the last 1000 years:
paleoclimatic implications
Francisco Javier Briceño-Zuluaga1,2, Abdelfettah Sifeddine1,2,3, Sandrine Caquineau2,3, Jorge Cardich1,2,
Renato Salvatteci5, Dimitri Gutierrez2,4, Luc Ortlieb2,3, Federico Velazco2,4, Hugues Boucher2,3, and
Carine Machado1,2
1Departamento de Geoquímica, Universidade Federal Fluminense – UFF, Niterói, RJ, Brazil2LMI PALEOTRACES (IRD-France, UPMC-France, UA-Chile, UFF-Brazil, UPCH-Peru), Brazil3IRD-Sorbonne Universités (UPMC, CNRS-MNHN), LOCEAN, IRD France-Nord, Bondy, France4Instituto del Mar del Peru IMARPE. Esquina Gamarra y General Valle s/n, Callao 22000, Peru5Institute of Geoscience, Kiel University, Kiel, Germany
Correspondence to: Francisco Javier Briceño-Zuluaga ([email protected])
Received: 16 June 2015 – Published in Clim. Past Discuss.: 17 July 2015
Revised: 13 February 2016 – Accepted: 15 March 2016 – Published: 31 March 2016
Abstract. In the eastern Pacific, lithogenic input to the ocean
responds to variations in the atmospheric and oceanic sys-
tem and their teleconnections over different timescales. At-
mospheric (e.g., wind fields), hydrological (e.g., fresh wa-
ter plumes) and oceanic (e.g., currents) conditions determine
the transport mode and the amount of lithogenic material
transported from the continent to the continental shelf. Here,
we present the grain size distribution of a composite record
of two laminated sediment cores retrieved from the Peru-
vian continental shelf that record the last ∼ 1000 years at a
sub-decadal to centennial time-series resolution. We propose
novel grain size indicators of wind intensity and fluvial in-
put that allow reconstructing the oceanic–atmospheric vari-
ability modulated by sub-decadal to centennial changes in
climatic conditions. Four grain size modes were identified.
Two are linked to aeolian inputs (M3: ∼ 54; M4: ∼ 91 µm
on average), the third is interpreted as a marker of sediment
discharge (M2: ∼ 10 µm on average), and the last is with-
out an associated origin (M1: ∼ 3 µm). The coarsest compo-
nents (M3 and M4) dominated during the Medieval Climate
Anomaly (MCA) and the Current Warm Period (CWP) pe-
riods, suggesting that aeolian transport increased as a con-
sequence of surface wind stress intensification. In contrast,
M2 displays an opposite behavior, exhibiting an increase in
fluvial terrigenous input during the Little Ice Age (LIA) in
response to more humid conditions associated with El Niño-
like conditions. Comparison with other South American pa-
leoclimate records indicates that the observed changes are
driven by interactions between meridional displacement of
the Intertropical Convergence Zone (ITCZ), the South Pacific
Subtropical High (SPSH) and Walker circulation at decadal
and centennial timescales.
1 Introduction
The Pisco region (∼ 14–15◦ S) hosts one of the most intense
coastal upwelling cells off Peru due to the magnitude and per-
sistence of alongshore equatorward winds during the annual
cycle (Fig. 1b). Regional winds can also be affected at inter-
annual timescales by El Niño–Southern Oscillation (ENSO)
variability (i.e., enhanced or weakened during La Niña and El
Niño events, respectively), as well as by the Pacific Decadal
Oscillation (PDO) at decadal timescales (Flores-Aqueveque
et al., 2015). These factors also affect the inputs of terrige-
nous material to the Peruvian continental shelf. Saukel et
al. (2011) found that wind is the major transport agent of
terrigenous material west of the Peru–Chile Trench between
5 and 25◦ S. Flores-Aqueveque et al. (2012) showed that, in
the arid region of northern Chile, transport of aeolian coarser
particles (approximately ∼ 100 µm) is directly related to in-
Published by Copernicus Publications on behalf of the European Geosciences Union.
788 F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf
terannual variations in the domain of the strongest winds.
The Pisco region is also home to local dust storms called
Paracas, which transport dust material to the continental
shelf as a response to seasonal erosion and transport events
in the Ica Desert (∼ 15◦ S). This process reflects atmospheric
stability conditions and coastal sea surface temperature con-
nections (Gay, 2005). In contrast, sediment fluvial discharge
is more important on the northern coast of Peru, where there
are large rivers, and it decreases southward, where arid con-
ditions are dominant (Garreaud and Falvey, 2009; Scheideg-
ger and Krissek, 1982). This discharged material is redis-
tributed southward by coastal currents along the continental
shelf (Montes et al., 2010; Smith, 1983). In addition, small
rivers exist in our study area, such as the Pisco River, which
can increase their flow during strong El Niño events (Bekad-
dour et al., 2014). It has also been demonstrated that, dur-
ing El Niño events and coincident positive PDO, there is
an increase in precipitation along northern Peru and, conse-
quently, higher river discharge, mainly from the large rivers
(e.g., the Santa River), whereas an opposite behavior is ob-
served during La Niña events and the negative phase of
PDO (Bekaddour et al., 2014; Böning and Brumsack, 2004;
Lavado Casimiro et al., 2012; Ortlieb, 2000; Rein, 2005,
2007; Scheidegger and Krissek, 1982; Sears, 1954).
Grain size distributions in marine sediments may indicate
different sources and/or depositional processes that can be
expressed as polymodal distributions (e.g., Pichevin et al.,
2005; Saukel et al., 2011; Stuut and Lamy, 2004; Stuut et al.,
2002, 2007; Sun et al., 2002; Weltje and Prins, 2003, 2007).
The polymodal distribution makes the classification of grain
size composition an essential step in identifying the different
sedimentary processes and the past environmental conditions
behind them (e.g., climate, atmosphere and ocean circula-
tion) (Bloemsma et al., 2012; Flores-Aqueveque et al., 2012,
2015; Pichevin et al., 2005; Ratmeyer et al., 1999; Saukel et
al., 2011; Stuut et al., 2005, 2007; Sun et al., 2002). The grain
size distributions of lithogenic materials in marine sediments
can thus be used to infer relative wind strengths and aridity
on the assumption that more vigorous atmospheric circula-
tion will transport coarser particles to a greater distance and
that the relative abundance of fluvial particles reflects pre-
cipitation patterns (e.g., Hesse and McTainsh, 1999; Parkin
and Shackleton, 1973; Pichevin et al., 2005; Stuut and Lamy,
2004; Stuut et al., 2002).
A significant number of studies have described the cli-
matic, hydrologic and oceanographic changes during the last
1000 years on the Peruvian continental shelf (Ehlert et al.,
2015; Gutiérrez et al., 2011; Salvatteci et al., 2014b; Sifed-
dine et al., 2008). Evidence of changes in the Humboldt Cur-
rent circulation system and in the precipitation pattern has
been reported. Salvatteci et al. (2014b) show that the Me-
dieval Climatic Anomaly (MCA) exhibits two distinct pat-
terns of Peruvian upwelling characterized by weak/intense
marine productivity and sub-surface oxygenation, respec-
tively, as a response to the intensity of South Pacific Sub-
tropical High (SPSH) linked to the Walker circulation. Dur-
ing the Little Ice Age (LIA), an increased sediment discharge
over the Pisco continental shelf was described, as well as
a stronger oxygenation and lower productivity (Gutiérrez et
al., 2009; Salvatteci et al., 2014b; Sifeddine et al., 2008). In
addition, during the Current Warm Period (CWP), the Peru-
vian Upwelling Ecosystem exhibited (1) an intense oxygen
minimum zone (OMZ) and an increase in marine productiv-
ity, (2) a significant sea surface temperature cooling (∼0.3–
0.4 ◦C decade−1), and (3) an increase in terrigenous material
input (Gutiérrez et al., 2011).
Here we present new data regarding the effective mode of
transport of mineral fractions to the Pisco shelf during the
last millennium, confirming previous work and bringing new
knowledge about the climatic mechanism behind Humboldt
circulation and atmospheric changes, especially during the
MCA. Our results identify wind intensification during the
second part of the MCA and CWP, in contrast to a decrease
in the wind intensity during the LIA and the first part of the
MCA synchronous with fluvial discharge increases. Compar-
isons with other paleoclimate records indicate that the ITCZ
displacement, the SPSH and the Walker circulation were the
main drivers for the hydroclimate changes along the coastal
Peruvian shelf during the last millennium.
2 Sedimentary settings
Reinhardt et al. (2002), Suess et al. (1987) and Gutiérrez et
al. (2006) described the sedimentary facies in the Peruvian
shelf and the role of currents in the erosion process as well
as the redistribution and favorable hemipelagic sedimenta-
tion of material over the continental shelf. These studies
showed that high-resolution sediment records are present in
specific localities of the Peruvian continental margin. Suess
et al. (1987) described the two sedimentary characteristic fa-
cies between 6 and 10◦ S and between 11 and 16◦ S. The
first one, 6–10◦ S (Salaverry Basin), is characterized by the
absence of hemipelagic sediment accumulation, because in
this zone the southward poleward undercurrent is strong. The
second one, Lima Basin (11–16◦ S), is characterized by a
lens-shaped depositional center of organic-rich mud facies
favored by oceanographic dynamics from the position and
low velocity of the southward poleward current on the con-
tinental shelf (Reinhardt et al., 2002; Suess et al., 1987).
High-resolution sediment echo sounder profiles further char-
acterize the mud lens nature and complement the continental
shelf information (Salvatteci et al., 2014a). These upper mud
lenses are characterized by fine grain size, a diatomaceous,
hemiplegic mud with high organic carbon, and the absence
of erosive and bioturbation processes.
The Pisco continental shelf sediments are a composite of
laminated structures characterized by an array of more or less
dense sections of dark and light millimetric laminae (Brodie
and Kemp, 1994; Salvatteci et al., 2014a; Sifeddine et al.,
Clim. Past, 12, 787–798, 2016 www.clim-past.net/12/787/2016/
F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf 789
Figure 1. (a) Location of the sampling of the sediment cores B040506 (black circle) and G10-GC-01 (black triangle) in the central Peru
continental margin. Bathymetric contour lines are in 25 m intervals from 100 to 500 m depth. (b) Mean surface vector wind velocity (m s−1)
composite mean for summer (up) and winter (down) between 1948 and 2015 for South America. NCEP/NCAR Reanalysis data.
2008). The laminae structure and composition result from a
complex interplay of factors including the terrigenous mate-
rial input (both aeolian and fluvial), the upwelling produc-
tivity, and associated particle export to the seafloor (Brodie
and Kemp, 1994; Salvatteci et al., 2014a). The anoxic condi-
tions favored by an intense OMZ (Gutiérrez et al., 2006) and
weak current activity in some areas (Reinhardt et al., 2002;
Suess et al., 1987) favor the preservation of paleoenviron-
mental signals and consequently a successful recording of
the environmental and climate variability.
Along the Peruvian coast, lithogenic fluvial material is
supplied by a series of large rivers that are more signifi-
cant to the north of the study area (Lavado Casimiro et al.,
2012; McPhillips et al., 2013; Morera et al., 2011; Rein,
2005; Scheidegger and Krissek, 1982; Unkel et al., 2007).
In fact, Smith (1983) concluded that sedimentary material
can be transported for long distances in an opposite direc-
tion of prevailing winds and surface currents in upwelling
zones. In fact, the coastal circulation off Peru is dominated by
the poleward Peru–Chile undercurrent (PCUC), which flows
over the outer continental shelf and upper continental slope,
whereas the equatorward Peru coastal current is limited to
a few dozens of meters in the surface layer (Chaigneau et
al., 2013). On the other hand, several works have shown that
precipitation, fluvial input discharge (Bekaddour et al., 2014;
Bendix et al., 2002; Lavado-Casimiro and Espinoza, 2014),
and the PCUC increase during the El Niño events (Hill et
al., 1998; Strub et al., 1998; Suess et al., 1987). These obser-
vations suggest a potential for the fluvial particles to spread
over the continental margin under wet paleoclimatic condi-
tions (e.g., El Niño or El Niño-like). Lithogenic material in
the study area might also originate from wind-driven dust
storms or vientos Paracas, which are more frequent and in-
tense during austral winters (Escobar Baccaro, 1993; Gay,
2005; Haney and Grolier, 1991) and by the saltation and sus-
pension mechanisms with which this material reaches the
continental shelf.
3 Materials and methods
3.1 Stacked record
The B040506 (hereafter “B06”; 14◦07.90′ S, 76◦30.10′W;
299 m water depth) and the G10-GC-01 (hereafter “G10”;
14◦22.96′ S, 076◦23.89′W; 313 m water depth) sediment
cores were retrieved from the central Peruvian continental
shelf in 2004 during the Paleo2 cruise onboard the Peru-
vian vessel José Olaya Balandra (IMARPE) and in 2007
www.clim-past.net/12/787/2016/ Clim. Past, 12, 787–798, 2016
790 F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf
during the Galathea-3 cruise, respectively (Fig. 1a). We
compared the age models and performed a laminae cross-
correlation between the two cores in order to develop a
continuous record for the last millennium (Salvatteci et al.,
2014a) (Fig. S1 in the Supplement). The choice of these two
cores was based on previous detailed stratigraphic investiga-
tions and available complementary multi-proxy reconstruc-
tions (Gutiérrez et al., 2006, 2009; Salvatteci et al., 2012,
2014a, b; Sifeddine et al., 2008). The box core B06 (0.75 m
length) is a laminated core with a visible slump at ∼ 52 cm
and three thick homogeneous deposits (1.5 to 5.0 cm thick)
identified in the SCOPIX images. These intervals were not
considered in our study (Fig. S1). The presence of filaments
of the giant sulfur bacteria Thioploca spp. in the top of core
B06 confirms the successful recovery of the sediment water
interface.
According to the biogeochemical analysis in Gutiérrez et
al. (2009) (i.e., palynofacies, oxygen index (Rock-Eval), to-
tal organic carbon and δ13C), B06 is characterized by a dis-
tinctive shift at ∼ 30 cm, more details are provided by Sifed-
dine et al. (2008) and Salvatteci et al. (2014a). The age
model of B06 was inferred from five 14C-calibrated accel-
erator mass spectrometry (AMS) age distributions (Fig. S1),
showing that this core covers the last ∼ 700 years. For the
last century, which is recorded only by B06, the age model
was based on downcore natural excess 210Pb and 137Cs dis-
tributions and supported by bomb-derived 241Am distribu-
tions (Fig. S2 and Gutiérrez et al., 2009). The mass accumu-
lation rate after ca. AD 1950 was 0.036± 0.001 g cm−2 yr−1
and before ca. AD 1820 was 0.022± 0.001 g cm−2 yr−1. On
the other hand, G10 is a gravity-laminated sediment core
of 5.22 m presenting six units and exhibiting some minor
slumping. The G10 age model was based on 31 samples
of 14C-calibrated AMS age distributions, showing that the
core covers the Holocene period (Salvatteci et al., 2014b,
2016). Here we used only a laminated section between ∼ 18
and 45 cm that chronologically covered part of the MCA pe-
riod (from ∼AD 1050 to 1500) and presented no slumps
(Fig. S1).
The spatial regularity of the initial core sampling com-
bined with the naturally variable sedimentation rate implied
variable time rates between samples (150 samples in total).
Each sample is 0.5 cm thick in B06 and usually includes 1–2
laminae. On the other hand, in core G10, each sample is 1 cm
thick, including 3–4 laminae. The results considering the sed-
imentation rates showed that the intervals during MCA, LIA
and CWP span 18, 7, and 3 years, respectively. Because of
differences in the subsampling thickness between cores and
variable sedimentation rates, results are binned by 20-year
intervals (the lowest time resolution among samples) after
linear interpolation and 20-year running mean of the original
data set.
3.2 Grain size analyses
To isolate the mineral terrigenous fraction, organic matter,
calcium carbonate and biogenic silica were successively re-
moved from approximately 100 mg of bulk sediment sam-
ple using H2O2 (30 % at 50 ◦C for 3 to 4 days), HCl (10 %
for 12 h) and Na2CO3 (1 M at 90 ◦C for 3 h), respectively.
Between each chemical treatment, samples were repeatedly
rinsed with deionized water and centrifuged at 4000 rpm un-
til neutral pH. After pre-treatment, the grain size distribu-
tion was determined with an automated image analysis sys-
tem (model FPIA3000, Malvern Instruments). This system
is based on a CCD (charge-coupled device) camera that cap-
tures images of all of the particles homogeneously suspended
in a dispersal solution by rotation (600 rpm) in a measure-
ment cell. After magnification (×10), particle images are
digitally processed and the equivalent spherical diameter (de-
fined as the diameter of the spherical particle having the same
surface as the measured particle) is determined. The opti-
cal magnification used (×10) allows the counting of particles
with equivalent diameters between 0.5 and 200 µm. Prior to
the FPIA analysis, all samples were sieved with a 200 µm
mesh in order to recover coarser particles. Since particles
> 200 µm were never found in any samples, the grain size dis-
tribution obtained by the FPIA method reliably represents the
full particle size range in the sediment. A statistically signif-
icant number of particles (in the hundreds of thousands, up
to 300 000) are automatically analyzed by FPIA, providing
particle size information comparable to that obtained with a
laser granulometer along with images of the individual par-
ticles. Using the images to check the efficiency of the pre-
treatments, we ensured that both organic matter and biogenic
silica had been completely removed from all the samples. Fi-
nally, particle counts were binned into 45 different size bins
between 0.5 and 200 µm instead of the 225 set by the FPIA
manufacturer in order to reduce errors related to the presence
of very few particles in some of the preselected narrow bins.
Grain size distributions are expressed as (%) volume distri-
butions.
3.3 Determining sedimentary components and the
de-convolution fitting model
As different particle transport/deposition processes are
known to influence the grain size distribution of the lithic
fraction of sediment (e.g., Holz et al., 2007; Pichevin et al.,
2005; Prins et al., 2007; Stuut et al., 2005, 2002; Sun et al.,
2002; Weltje and Prins, 2003, 2007; Weltje, 1997), identify-
ing the individual components of the polymodal grain size
distribution is decisive for paleoenvironmental reconstruc-
tions. The numerical characteristics (i.e., amplitude (A), ge-
ometric mean diameter (Gmd), and geometric standard de-
viation (Gsd) of the individual grain size populations whose
combination forms the overall grain size distribution) were
determined for all samples using the iterative least-squares
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F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf 791
method of Gomes et al. (1990). This fitting method aims to
minimize the squared difference between the measured vol-
ume grain size distribution and the one computed from a
mathematical expression based on lognormal function. The
number of individual grain size populations to be used is de-
termined by the operator, and all statistical parameters (A,
Gmd and Gsd) are allowed to change from one sample to an-
other. This process presents a strong advantage compared to
end-member modeling (e.g., Weltje, 1997), in which the in-
dividual grain size distributions are maintained constant over
the whole time series, the only fitting parameter being the
relative amplitude, A. Indeed, it is unlikely that the param-
eters that govern both transport and deposition of lithogenic
material, and therefore grain size of particles, remain con-
stant over time. In turn, variations in these parameters are
expected to induce changes in the grain size distribution pa-
rameters such as Gmd and Gsd.
4 Results and discussion
4.1 Basis for interpretation
Both sediment cores (B06 and G10) exhibit a roughly bi-
modal grain size distribution presenting significant variation
in amplitude and width. These modes correspond to fine-
grain-size classes from ∼ 3 to 15 µm and coarser grain size
classes between∼ 50 and 120 µm (Fig. S3). A principal com-
ponent analysis (PCA) based on the Wentworth (1922) grain
size classification identifies four modes that could explain
the total variance of the data set (Fig. S4). The measured
and computed grain size distributions show high correlations
ranging from R2= 0.75 to 0.90, demonstrating that the use
of four grain size modes is well adapted to our sediment sam-
ples and that the computed ones may be reliable for further
interpretation (Fig. 2). Lower correlations only occurred for
six samples that are characterized by small proportions of ter-
rigenous material compared to biogenic silica, organic mat-
ter and carbonates. In these cases, the number of lithic par-
ticles remaining after chemical treatments was small, which
increased the associated relative error. However, these sam-
ples have been included in the data set since they all pre-
sented a high contribution of coarser particles.
Grain size parameters are presented in Table 1. The first
mode (M1), with a Gmd of approximately 3± 1 µm, and the
second one (M2), with a Gmd of 10± 2 µm, are character-
ized by large Gsd (∼ 2σ ), indicating a low degree of sorting.
Such a low degree of sorting suggests a slow and continuous
depositional process as occurs in other environments (Sun et
al., 2002). The coarsest modes, M3 and M4, display mean
Gmd values of 54± 12 and 91± 13 µm, respectively. These
modes present Gsd values close to 1σ . The Gmd values of the
two coarsest modes are consistent with the optimal grain size
transported under conditions favorable to soil erosion (lack
of vegetation, low threshold friction velocity, surface rough-
ness and low soil moisture) and low wind friction velocity
Figure 2. Comparison between a measured grain size distribution
and the fitted curve using lognormal function and its partitioning
into four individual grain size modes. The measured data are a mean
grain size distribution from all samples of B6 and G10 cores.
(Iversen and White, 1982; Kok et al., 2012; Marticorena and
Bergametti, 1995; Marticorena, 2014; Shao and Lu, 2000).
Such conditions prevail in the studied area because central
coastal Peru consists of a sand desert area characterized by
the absence of rain, a lack of vegetation and persistent wind
(Gay, 2005; Haney and Grolier, 1991).
In the vicinity of desert areas, where wind-blown trans-
port prevails, particles with grain size as high as ∼ 100 µm
can accumulate in marine sediments (e.g., Flores-Aqueveque
et al., 2015; Stuut et al., 2007) or even in lacustrine sedi-
ments (An et al., 2012). Indeed, Stuut et al. (2007) reported
the presence of distributions typical of wind-blown particles
with∼ 80 µm grain size (∼ 29◦ S North Chile), which is con-
sistent with our results. In the studied area, the emission
and transport of mineral particles are related to the strong
wind events called Paracas. Paracas dust emission is a lo-
cal seasonal phenomenon that preferentially occurs in winter
(July–September) and is due to an intensification of the local
surface winds (Escobar Baccaro, 1993; Haney and Grolier,
1991; Schweigger, 1984). The pressure gradient of sea level
between 15 and 20◦ S, 75◦W is the controlling factor of
Paracas winds (Quijano, 2013), along with local topogra-
phy (Gay, 2005). Coarse particles found in continental sed-
iments off Pisco cannot have a fluvial origin because sub-
stantial hydrodynamic energy is necessary to mobilize par-
ticles of this size (50–100 µm), and this region is devoid of
large rivers (Reinhardt et al., 2002; Scheidegger and Krissek,
1982; Suess et al., 1987).
Therefore, the coarsest modes (M3 and M4) can be in-
terpreted as markers of aeolian transport resulting from sur-
face winds and emission processes (Flores-Aqueveque et al.,
2015; Hesse and McTainsh, 1999; Marticorena and Berga-
metti, 1995; McTainsh et al., 1997; Sun et al., 2002) and
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792 F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf
Table 1. Averaged parameters (geometric mean diameter (Gmd), amplitude (A) and geometric standard deviation (Gsd)) of the four lognor-
mal modes (components) identified from measured size distributions of sediment samples (B6 and G10 cores).
M1 M2 M3 M4
Gmd (µm) A (%) Gsd Gmd (µm) A (%) Gsd Gmd (µm) A (%) Gsd Gmd (µm) A (%) Gsd
3± 1 16± 7 1.9± 0.2 10± 2 43± 15 1.9± 0.2 54± 12 20± 10 1.4± 0.2 90± 13 20± 13 1.2± 0.2
indicate a local and proximal aeolian source (i.e., Paracas
winds). This interpretation is in contrast to the Atacama
Desert source suggested by Ehlert et al. (2015) and Molina-
Cruz (1977). Ehlert et al. (2015), who used the same sed-
iment core (B06), and also indicated difficulties in the in-
terpretation of the detritical Sr isotopic signatures as an in-
dicator of the terrigenous sources. These difficulties can be
associated with the variability in the 87Sr / 86Sr due to grain
size (Meyer et al., 2011). The finest M1 component (∼ 3 µm)
may be linked to both aeolian and fluvial transport mecha-
nisms. Thus, because its origin is difficult to determine, and
because its trend appears to be relatively independent of the
other components, we do not use it further.
The M2 component (∼ 10 µm) is interpreted as an indi-
cator of fluvial transport (Koopmann, 1981; McCave et al.,
1995; Stuut and Lamy, 2004; Stuut et al., 2002, 2007). In-
deed, this is consistent with the report by Stuut et al. (2007)
for the fluvial mud (∼ 8 µm) in the south of Chile (> 37◦ S),
where the terrigenous input is dominated by fluvial origins.
A fluvial origin of this M2 component is also supported by
showing the same trend in the geochemical proxies, such
as radiogenic isotope compositions of detrital components
(Ehlert et al., 2015), mineral fluxes (Sifeddine et al., 2008)
or %Ti (Salvatteci et al., 2014b), indicating more terrige-
nous transport during the LIA, when humid conditions were
dominant. The M2 component is interpreted as being linked
to river material discharge, mostly from the north Peruvian
coast, and redistribution by the PCUC and bottom currents
(Montes et al., 2010; Rein et al., 2004; Scheidegger and Kris-
sek, 1982; Unkel et al., 2007).
4.2 Aeolian and fluvial input variability during the past
∼1000 years
Grain size component (M2, M3 and M4; Table 1) variations
in the composite records (B06 and G10) express changes in
wind stress and fluvial runoff at multidecadal to centennial
scales during the last millennium. The sediments deposited
during the MCA exhibit two contrasting patterns of grain
size distributions. A first sequence dated from AD 1050 to
1170 has low values ofD50 (i.e., median grain size) that vary
around 16± 6 µm and are explained by 50± 14 M2, 16± 8
M3, 21± 5 M4 and 13± 5 % M1 contributions. A second
sequence, dated from AD 1170 to 1450, was marked by high
values of D50 in the range of 34± 18 µm, with average con-
tributions of 36± 8 for M2, 21± 10 for M3, 29± 15 for M4
and 14± 6 % for M1 (Table 2). These results indicate high
variability in transport of particles during the MCA, with
more fluvial sediment discharge from 1050 to 1170, followed
by an aeolian transport increase between AD 1170 and 1450
(Fig. 3).
During the LIA (AD 1450–1800), the deposited particles
were dominated by fine grain sizes with a D50 varying
around an average of 15 µm, explained by 53± 15 % M2
contribution. In contrast, the contribution of M3 averaged
19± 9 % and ranged from 4 to 45 %, whereas M4 showed an
average contribution of 14± 11 % and varied from 0 to 44 %
during the same period. The dominant contribution of the
finest-sized particles of M2 suggests a high fluvial terrige-
nous input to the Peruvian continental shelf. It is important
to note that M2 contributions increased from the beginning
to the end of the LIA at ∼AD 1800, suggesting a gradual
increase in fluvial sediment discharge input related to the en-
hancement of the continental precipitation (Fig. 3c). Indeed,
during the LIA, our results confirm previous interpretations
of wet conditions along the Peruvian coast (Gutiérrez et al.,
2009; Salvatteci et al., 2014b; Sifeddine et al., 2008). These
results also imply that this period was characterized by weak
surface winds and hence a weaker coastal upwelling.
Subsequently, D50 variations show multidecadal variabil-
ity during the last ∼ 200 years that is divided into three dis-
tinctive periods. The first one, from ∼AD 1800 to 1850,
shows dominance of coarse particles around 50 µm, ex-
plained by the high contribution of M3 and M4 (up to 45
and 50 %, respectively) during this period. These results sug-
gest a period of drier climate and very strong wind con-
ditions. The second one, from AD 1850 to 1900, displays
values around ∼ 20 µm explained by ∼ 40 of M2, ∼ 20 of
M3 and ∼ 20 % of M4, suggesting that fluvial sediment dis-
charge was the dominant transport mechanism, although not
as significant as during the LIA. The third period spans from
AD 1900 to the final part of record and covers the CWP. Our
results reveal a dominance of coarse particles during the most
of this period (D50 up to of 80 µm) that arise from high con-
tributions of M3 and M4 (∼ 40 and ∼ 50 %, respectively).
However, a clear decrease in the D50 is displayed at the end
of this period that is explained by a decrease in contributions
of the aeolian component M4 (∼ 20 %), although the con-
tribution of M3 and M2 remain relatively stable (∼ 25 and
30 %, respectively). These conditions display no clear domi-
nance of a given transport mode during this time. In addition,
markedly coarser particles in the M4 component were very
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F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf 793
Figure 3. (a) Median grain size (D50) variation along the record and variation in relative abundance of the sedimentary components: (b) M1,
(c) fluvial (M2), (d) aeolian (M3) and (e) aeolian (M4) of the grain size distribution in the record. (f) Samples where very large particles
related to extreme events were found.
Table 2. Minimum, maximum and average values of the grain size components in each climate unit obtained along the record in the Pisco
continental shelf.
First period MCA Second period MCA LIA CWP
AD 1050–1170 AD 1170–1450 AD 1450–1800 AD 1900 to present
Grain size
components
Amplitude (%) Amplitude (%) Amplitude (%) Amplitude (%)
Av.±SD Range Av.±SD Range Av.±SD Range Av.±SD Range
(min–max) (min–max) (min–max) (min–max)
M1 13± 5 8–19 14± 6 5–27 15± 6 6–29 18± 7 4–40
M2 50± 14 33–64 36± 8 23–60 53± 15 16–80 34± 10 13–63
M3 16± 8 6–28 21± 10 0–39 19± 9 4–45 23± 10 6–44
M4 21± 5 12–30 29± 15 10–55 14± 11 0–44 25± 13 0–56
common during this time (the last 200 years), indicating a
strong probability of extreme wind stress events (Fig. 3f).
4.3 Climatic interpretations
Our findings suggest a combination of regional and local at-
mospheric circulation mechanism changes that controlled the
pattern of sedimentation in the study region. Our record is lo-
cated under the contemporary seasonal Paracas dust storm
path, but it also records discharged fluvial muds that are
supplied by the rivers along the Peruvian coast. Hence, this
record is particularly well suited for a reconstruction of con-
tinental runoff/wind intensity in the central Peruvian conti-
nental shelf during the last millennium. The interpretation of
the changes in the single records of the components (M2, M3
and M4) and their associations (e.g., ratios) can reflect pale-
oclimatic variations in response to changes in atmospheric
conditions. Here, we used the ratio between the aeolian com-
ponents, defined as the contribution of the stronger winds
over total wind variability: M4 / (M3+M4). We consider
this ratio to be a proxy of the local wind surface intensity and
thus of the SPSH atmospheric circulation (Fig. 4a). Previous
studies have similarly and successfully used grain size frac-
tion ratios as paleoclimate proxies of atmospheric conditions
and circulation to explain other sediment records (Holz et
al., 2007; Huang et al., 2011; Prins, 1999; Shao et al., 2011;
Stuut et al., 2002; Sun et al., 2002; Weltje and Prins, 2003).
As explained above, the MCA was characterized by a sine-
like peak structure that depicts two different climate stages.
During the first stage, spanning from ∼AD 1050 to 1170,
the fluvial input show a peak centered at AD 1120 that was
linked to a precipitation increase accompanied by a decrease
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794 F. J. Briceño-Zuluaga et al.: Terrigenous material supply to the Peruvian central continental shelf
Figure 4. (a) Wind intensity (M4 / (M3+M4)) anomaly recon-
struction, (b) fluvial input (M2) anomaly reconstruction on the con-
tinental shelf, and records of (c) terrigenous flux (total minerals) in
Pisco continental shelf by Sifeddine et al. (2008), (d) OMZ activity
(Re /Mo anomalies) negative values indicate more anoxic condi-
tions (the axis was reversed) (Salvatteci et al., 2014b), (e) ITCZ mi-
gration (%Ti) (Peterson and Haug, 2006), (f) SAMS activity recon-
struction (δ18O Palestina Cave) (Apaéstegui et al., 2014), (g) east-
ern temperatures reconstruction (Rustic et al., 2015) and (h) Indo-
Pacific temperatures reconstruction (Oppo et al., 2009).
in wind intensity. Those results suggest a southward ITCZ
displacement (Fig. 4e) as a response to more El Niño-like
conditions as suggested by Rustic et al. (2015) (Fig. 4g and
h). In contrast, during the second stage the surface winds had
their greatest intensity with a peak centered at ∼AD 1200
as a consequence of displacement of the ITCZ–SPSH sys-
tem. The displacement of the SPSH core towards the east-
ern South American coast intensified alongshore winds as a
regional response to stronger Walker circulation. These fea-
tures are in agreement with the ocean thermostat mechanism
proposed by Clement et al. (1996). This mechanism produces
a shallow thermocline in the eastern Pacific (Fig. 4g and h)
and consequently more intense upwelling conditions and a
stronger OMZ offshore of Pisco recorded in low values of the
Re / Mo ratio (Fig. 4d). These two patterns (i.e., enhanced flu-
vial transport/enhanced wind intensity) might have been trig-
gered by the expression of Pacific variability at multidecadal
timescales with the combined action of the Atlantic Multi-
decadal Oscillation (AMO). Indeed, other works provide ev-
idence during the MCA for low South American monsoon
system (SAMS) activity at multidecadal timescales driven by
the AMO (Fig. 4f) (Apaéstegui et al., 2014; Bird et al., 2011;
Reuter et al., 2009). Thus, besides the displacement of the
ITCZ, the AMO could have modulated Walker circulation at
a multidecadal variability during the MCA through mecha-
nisms such as those described by McGregor et al. (2014) and
Timmermann et al. (2007).
Our results, combined with other paleo-reconstructions,
suggest that the LIA was accompanied by a weakening of
the regional atmospheric circulation and of the upwelling fa-
vorable winds. During the LIA, the mean climate state was
controlled by a gradual intensification of the fluvial input of
sediments to the continental shelf, thus indicating more El
Niño-like conditions (Fig. 4b). These features are confirmed
by an increase in the terrigenous sediment flux, as described
by Sifeddine et al. (2008) (Fig. 4c) and Gutiérrez et al. (2009)
and by changes of the radiogenic isotopic composition of
the terrigenous fraction (Ehlert et al., 2015). These wet con-
ditions are also marked by an intensification of the SAMS
and the southern meridional displacement of the ITCZ, as
evidenced by paleo-precipitation records in the Andes and
in the Cariaco Trench (Apaéstegui et al., 2014; Haug et al.,
2001; Peterson and Haug, 2006) (Fig. 4e). At the same time,
a prevalence of weak surface winds (Fig. 4a) and an increase
in subsurface oxygenation driving sub-oxic conditions in the
surface sediment are recorded (Fig. 4d). These characteris-
tics also support the hypothesis of the ITCZ–SPSH southern
meridional displacement and are consistent with a weakening
of the Walker circulation (Fig. 4g).
The transition period between the LIA and CWP appears
as an abrupt event showing a progressive positive anomaly in
the wind intensity synchronous with a rapid decrease in flu-
vial input to the continental shelf (Fig. 4a and b). This transi-
tion suggests a rapid change of meridional (ITCZ–SPSH) and
zonal (Walker) circulation interconnection, which controls
the input of terrigenous material (fluvial/aeolian). Gutiérrez
et al. (2009) found evidence of a large reorganization in the
tropical Pacific climate with immediate effects on ocean bio-
geochemical cycling and ecosystem structure at the transi-
tion between the LIA and CWP. The increase in the regional
wind circulation that favors aeolian erosive processes simul-
taneously leads to an increase in the OMZ intensity related
to upwelling intensification.
Finally, during the CWP (∼AD 1900 to present), a trend
to steadying of low fluvial input (Fig. 4b) was combined with
Clim. Past, 12, 787–798, 2016 www.clim-past.net/12/787/2016/
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an increase in wind intensity (Fig. 4a) that was coupled to a
strong OMZ. This setting suggests the northernmost ITCZ–
SPSH system position. This hypothesis is supported by other
studies on the continental shelf of Peru (Salvatteci et al.,
2014b) and also in the eastern Andes, where a decrease in
rainfall of between∼ 10 and 20 % relative to the LIA was re-
ported for the last century (Reuter et al., 2009). Enhancement
of wind intensity is also consistent with the multidecadal
coastal cooling and increase in upwelling productivity since
the late nineteenth century (Gutiérrez et al., 2011; Salvatteci
et al., 2014b; Sifeddine et al., 2008) and confirms the rela-
tions between the intensification of the upwelling activity in-
duced by the variability in the regional wind intensity from
SPSH displacement.
The increase in the wind intensity over the past two cen-
turies likely represents a result of the modern positioning of
the ITCZ–SPSH system and the associated intensification of
the local and regional winds (Fig. 4a). The contributions of
aeolian deposition material (Fig. 3e and f) and, as a conse-
quence, the wind intensity and its variability during the last
100 years are stronger than during the second sequence of
the MCA (Fig. 4a) under similar conditions (i.e., position of
the ITCZ–SPSH system). This variability implies a forcing
mechanism in addition to the enhancement of the wind in-
tensity, one that may be related to the current climate change
conditions (Bakun, 1990; England et al., 2014; Sydeman et
al., 2014). Moreover, during the CWP, the wind intensity
showed a direct relation with OMZ strength (Fig. 4a and d)
that suggests an increase in the zonal gradient and thus in the
Walker circulation on a multidecadal scale.
Our record shows that on a centennial scale, the fluvial in-
put changes are driven by the meridional ITCZ position and
a weak gradient of the Walker circulation, consistent with
El Niño-like conditions. In contrast, variations in the surface
wind intensity are linked to the position of the SPSH mod-
ulated by both the meridional variation in the ITCZ and the
intensification of the zonal gradient temperature related to the
Walker circulation and expressing La Niña-like conditions. A
clear relation between the zonal circulation and wind inten-
sity at a centennial timescale is displayed. All these features
modulate the biogeochemical behavior of the Peruvian up-
welling system.
5 Conclusions
Study of the grain size distribution in laminated sediments
from the Pisco Peruvian shelf has allowed the reconstruction
of changes in wind intensity and terrigenous fluvial input at
centennial and multidecadal timescales during the last mil-
lennium. The long-term variation in the M2 (∼ 10 µm) mode
is an indicator of hemipelagic fluvial input related to the re-
gional precipitation variability. At the same time, the M3
(54± 11 µm) and M4 (91± 11 µm) components are related
to aeolian transport and thus with both local and regional
wind intensity. The temporal variations in these fractions in-
dicate that the MCA and CWP periods were characterized
by an increment in the coarse-particle transport (M3 and
M4) and thus an enhancement of the surface wind intensity,
whereas the LIA was characterized by stronger fluvial input
as evidenced from an increase in fine (M2) particles. Com-
parison between records reveals a coherent match between
the meridional displacement of the ITCZ–SPSH system and
the regional fluvial and aeolian terrigenous input variabil-
ity. The ITCZ–SPSH system northern displacement during
the second period of the MCA and the CWP was associated
with the intensification of the Walker cell and La Niña Like
conditions, resulting in stronger winds, upwelling-favorable
conditions, enhanced marine productivity and greater oxy-
gen depletion in the water column. In contrast, the south-
ward migrations of the ITCZ–SPSH system during the LIA
correspond to an enhancement to the South American mon-
soon circulation and El Niño-like conditions, driving the in-
crease in the precipitation and the terrigenous fluvial input to
the Pisco continental shelf, lower productivity and increased
oxygenation. Two patterns observed during the MCA, re-
spectively marked by fluvial intensification and wind inten-
sification, could have been forced by Pacific Ocean variabil-
ity at multidecadal timescales. Further studies of the paleo-
wind reconstruction at high time resolution, combined with
model simulation, are needed to better understand the inter-
play between the Pacific and Atlantic Ocean connection on
climate variability as evidenced by McGregor et al. (2014) in
the modern Pacific climate pattern.
The Supplement related to this article is available online
at doi:10.5194/cp-12-787-2016-supplement.
Acknowledgements. This work was supported by the Interna-
tional Joint Laboratory “PALEOTRACES” (IRD, France; UPMC,
France; UFF, Brazil; UA, Chile; UPCH, Peru), the Department
of Geochemistry of the Universidade Federal Fluminense (UFF,
Brazil), the ALYSES analytical platform (IRD/UPMC, supported
by grants from Région Ile-de-France), the Peruvian Marine
Research Institute (IMARPE) and the Geophysical Institute of Peru
(IGP). It was also supported by the collaborative project Chaire
Croisée PROSUR (IRD). We are deeply grateful to CAPES (Brazil)
for the scholarship to Francisco Briceño Zuluaga. We give special
thanks to Ioanna Bouloubassi and Phil Meyers for their comments
and suggestions. We are also grateful to the anonymous reviewers
for their constructive and helpful suggestions, which helped to
improve this manuscript.
Edited by: J. Martinez
www.clim-past.net/12/787/2016/ Clim. Past, 12, 787–798, 2016
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