Dorsal Mesoatlântica

A DMA divide longitudinalmente o Atlântico em duas metades, em cada uma das quais uma série de bacias é delimitada por dorsais secundárias transversais. A DMA eleva-se mais de 2 000 m ao longo da maior parte de sua extensão, mas é interrompida por falhas transformantes maiores em dois pontos: a fossa Romanche, perto do equador, e a zona de fratura Charlie-Gibbs, a 53° N. A DMA constitui uma barreira para as águas de fundo, mas nessas duas falhas transformantes as correntes de águas profundas podem passar de um lado para o outro.^[24]

A DMA eleva-se 2–3 km acima do fundo oceânico circundante, e seu vale de rifte é o limite divergente entre as placas norte-americana e eurasiática no Atlântico Norte e as placas sul-americana e africana no Atlântico Sul. A DMA produz vulcões basálticos em Eyjafjallajökull, na Islândia, e lavas em almofada no fundo oceânico.^[25] A profundidade da água no topo da dorsal é inferior a 2 700 m na maioria dos locais, enquanto o fundo da dorsal é três vezes mais profundo.^[26]

A DMA é cruzada por duas estruturas perpendiculares: a zona de fratura Açores–Gibraltar, limite entre as placas núbia e eurasiática, intercepta a DMA na junção tripla dos Açores, em ambos os lados da microplaca dos Açores, perto de 40° N.^[27] Um limite muito mais impreciso e sem nome, entre as placas norte-americana e sul-americana, cruza a DMA próximo ou imediatamente ao norte da zona de fratura Fifteen-Twenty, aproximadamente a 16° N.^[28]

Na década de 1870, a expedição Challenger descobriu partes do que hoje é conhecido como Dorsal Mesoatlântica:

Uma dorsal elevada, que alcança uma altura média de cerca de 3 475 m abaixo da superfície, atravessa as bacias do Atlântico Norte e Sul em direção meridional a partir do cabo Farewell, provavelmente estendendo-se ao sul pelo menos até a ilha de Gonçalo Álvares, seguindo aproximadamente os contornos das costas do Velho e do Novo Mundo.^[29]

O restante da dorsal foi descoberto na década de 1920 pela expedição alemã do Meteor, usando equipamento de ecossondagem.^[30] A exploração da DMA na década de 1950 levou à aceitação geral da expansão do fundo oceânico e da tectônica de placas.^[22]

A maior parte da DMA permanece submersa, mas, onde alcança a superfície, formou ilhas vulcânicas. Embora nove delas tenham sido coletivamente indicadas como Patrimônio Mundial por seu valor geológico, quatro são consideradas de "Valor Universal Excepcional" com base em critérios culturais e naturais: Þingvellir, na Islândia; a Paisagem da Cultura da Vinha da Ilha do Pico, em Portugal; Gough e Inacessível, no Reino Unido; e as Ilhas Atlânticas Brasileiras: reservas de Fernando de Noronha e do Atol das Rocas, no Brasil.^[22]

Fundo oceânico

As plataformas continentais do Atlântico são largas ao largo da Terra Nova, do extremo sul da América do Sul e do nordeste da Europa. No Atlântico ocidental, plataformas carbonatadas dominam grandes áreas, como o planalto Blake e a elevação Bermuda. O Atlântico é circundado por margens passivas, exceto em alguns locais onde margens ativas formam profundas fossas oceânicas: a fossa de Porto Rico (profundidade máxima de 8 376 m) no Atlântico ocidental e a fossa Sandwich do Sul (8 264 m) no Atlântico Sul. Há numerosos cânions submarinos ao largo do nordeste da América do Norte, da Europa ocidental e do noroeste da África. Alguns desses cânions prolongam-se pelas elevações continentais e avançam pelas planícies abissais como canais de águas profundas.^[24]

Em 1922 ocorreu um momento histórico na cartografia e na oceanografia. O USS Stewart utilizou um medidor acústico de profundidade da Marinha para traçar um mapa contínuo do leito do Atlântico. O método exigia poucas suposições, pois o princípio do sonar é direto: pulsos são enviados pela embarcação, refletem no fundo oceânico e retornam ao navio.^[31] Acredita-se que o fundo oceânico profundo seja relativamente plano, com fossas ocasionais, planícies abissais, fossas, montes submarinos, bacias, planaltos, cânions e alguns guyots. Diversas plataformas ao longo das margens continentais constituem cerca de 11% da topografia de fundo, com poucos canais profundos atravessando a elevação continental.

A profundidade média entre 60° N e 60° S é de 3 730 m, próxima da média do oceano global, com profundidade modal entre 4 000–5 000 m.^[24]

No Atlântico Sul, a cadeia de Walvis e a Elevação do Rio Grande formam barreiras às correntes oceânicas. O abismo Laurenciano localiza-se ao largo da costa leste do Canadá.

Salinidade

Em média, o Atlântico é o grande oceano mais salgado; a salinidade da água superficial em mar aberto varia de 33 a 37 partes por mil (3,3–3,7%) em massa e muda conforme a latitude e a estação. Evaporação, precipitação, aporte fluvial e derretimento da banquisa influenciam os valores da salinidade superficial. Embora os menores valores ocorram pouco ao norte do equador, devido às fortes chuvas tropicais, em geral os valores mais baixos estão nas altas latitudes e ao longo das costas onde desembocam grandes rios. Os valores máximos ocorrem por volta de 25° N e 25° S, nas regiões subtropicais, de baixa precipitação e alta evaporação.^[23]

A elevada salinidade superficial do Atlântico, da qual depende a circulação termoalina atlântica, é mantida por dois processos. O vazamento e os anéis da Corrente das Agulhas trazem águas salgadas do oceano Índico para o Atlântico Sul, enquanto a "ponte atmosférica" evapora água subtropical do Atlântico e a exporta para o Pacífico.^[32]

Massas de água

O oceano Atlântico é composto por quatro grandes massas de água superiores, com temperaturas e salinidades distintas. A Água Superior Subártica do Atlântico, no extremo norte do Atlântico Norte, é a fonte da água intermediária subártica e da água intermediária do Atlântico Norte. A Água Central do Atlântico Norte pode ser dividida em oriental e ocidental, pois a porção ocidental é fortemente influenciada pela Corrente do Golfo e, portanto, sua camada superior se aproxima mais da água intermediária subpolar subjacente e menos salina. A água oriental é mais salgada devido à proximidade com a água mediterrânica. A Água Central do Atlântico Norte flui para a Água Central do Atlântico Sul a 15° N.^[34]

Há cinco águas intermediárias: quatro de baixa salinidade formadas em latitudes subpolares e uma de alta salinidade formada pela evaporação. A Água Intermediária Ártica flui do norte e torna-se a fonte da Água Profunda do Atlântico Norte, ao sul da soleira Gronelândia–Escócia. Essas duas águas intermediárias apresentam salinidades diferentes nas bacias ocidental e oriental. A ampla variação de salinidades no Atlântico Norte é causada pela assimetria do giro subtropical setentrional e por contribuições de várias fontes: mar do Labrador, mar da Noruega–Gronelândia, Mediterrâneo e Água Intermediária do Atlântico Sul.^[34]

A Água Profunda do Atlântico Norte (NADW) é um complexo de quatro massas de água: duas formadas por convecção profunda no oceano aberto — águas clássica e superior do mar do Labrador — e duas formadas pelo influxo de água densa através da soleira Gronelândia–Islândia–Escócia — a água de transbordamento do estreito da Dinamarca e a água de transbordamento Islândia–Escócia. Ao longo de seu percurso pela Terra, a composição da NADW é afetada por outras massas de água, especialmente a Água de Fundo Antártica e a água de transbordamento do Mediterrâneo.^[35] A NADW é alimentada por um fluxo de águas rasas e quentes que entra no norte do Atlântico Norte e é responsável pelo clima anormalmente ameno da Europa. Alterações na formação da NADW foram associadas a mudanças climáticas globais no passado. Desde a introdução de substâncias de origem humana no ambiente, o trajeto da NADW pode ser acompanhado ao longo de seu percurso pela medição de trítio e radiocarbono provenientes de testes de armas nucleares da década de 1960 e de CFCs.^[36]

Giros

O giro do Atlântico Norte, de águas quentes, ocupa o Atlântico Norte e circula no sentido horário; o giro do Atlântico Sul, também de águas quentes, aparece no Atlântico Sul e circula no sentido anti-horário.^[23]

No Atlântico Norte, a circulação superficial é dominada por três correntes interligadas: a Corrente do Golfo, que flui para nordeste a partir da costa norte-americana no cabo Hatteras; a Corrente Norte-Atlântica, ramo da Corrente do Golfo que flui para norte a partir dos Grandes Bancos; e a Frente Subpolar, extensão da Corrente Norte-Atlântica e região ampla e pouco definida que separa o giro subtropical do giro subpolar. Esse sistema de correntes transporta água quente para o Atlântico Norte; sem ele, as temperaturas do Atlântico Norte e da Europa cairiam drasticamente.^[37]

Ao norte do giro do Atlântico Norte, o giro subpolar ciclônico do Atlântico Norte desempenha papel fundamental na variabilidade climática. Ele é governado por correntes oceânicas provenientes de mares marginais e pela topografia regional, em vez de ser conduzido pelo vento, tanto no oceano profundo quanto ao nível do mar.^[38] O giro subpolar constitui uma parte importante da circulação termoalina global. Sua porção oriental inclui ramos com turbilhões da Corrente Norte-Atlântica, que transportam águas quentes e salinas dos subtrópicos para o nordeste do Atlântico. Ali, essa água esfria durante o inverno e forma correntes de retorno que convergem ao longo do talude continental oriental da Gronelândia, onde formam uma corrente intensa de 40–50 Sv, que percorre as margens continentais do mar do Labrador. Um terço dessa água passa a integrar a parte profunda da Água Profunda do Atlântico Norte (NADW). Por sua vez, a NADW alimenta a circulação meridional de revolvimento (MOC), cujo transporte de calor para o norte é ameaçado pelas mudanças climáticas antropogênicas. Grandes variações do giro subpolar em escalas de décadas a séculos, associadas à Oscilação do Atlântico Norte, são particularmente pronunciadas na água do mar do Labrador, nas camadas superiores da MOC.^[39]

O Atlântico Sul é dominado pelo giro subtropical meridional anticiclônico. A Água Central do Atlântico Sul origina-se nesse giro, enquanto a Água Intermediária Antártica se forma nas camadas superiores da região circumpolar, perto da passagem de Drake e das ilhas Malvinas. Ambas as correntes recebem alguma contribuição do oceano Índico. Na costa oriental da África, o pequeno giro ciclônico de Angola encontra-se inserido no grande giro subtropical.^[40] O giro subtropical meridional é parcialmente mascarado por uma camada de Ekman induzida pelo vento. O tempo de residência do giro é de 4,4 a 8,5 anos. A Água Profunda do Atlântico Norte flui para sul abaixo da termoclina do giro subtropical.^[41]

Mar dos Sargaços

Extensão aproximada do mar dos Sargaços

Peixe-doutor (Histrio histrio)

O mar dos Sargaços, no oeste do Atlântico Norte, pode ser definido como a área onde flutuam duas espécies de Sargassum (S. fluitans e S. natans), uma região com 4 000 km de largura circundada pela Corrente do Golfo, pela Corrente Norte-Atlântica e pela Corrente Equatorial Norte. Essa população de algas provavelmente se originou de ancestrais do Terciário nas costas europeias do antigo mar de Tétis e, se assim foi, manteve-se por reprodução vegetativa, flutuando no oceano durante milhões de anos.^[42]

Outras espécies endêmicas do mar dos Sargaços incluem o peixe-doutor, um predador com apêndices semelhantes a algas que permanece imóvel entre os Sargassum. Fósseis de peixes semelhantes foram encontrados em baías fósseis do antigo mar de Tétis, na atual região dos Cárpatos, ambientes semelhantes ao mar dos Sargaços. É possível que a população do mar dos Sargaços tenha migrado para o Atlântico quando Tétis se fechou no fim do Mioceno, há cerca de 17 Ma.^[42] A origem da fauna e da flora do mar dos Sargaços permaneceu enigmática durante séculos. Fósseis encontrados nos Cárpatos em meados do século XX, frequentemente chamados de "associação quase-Sargaços", mostraram por fim que essa associação se originou na bacia da Panónia, de onde migrou pela Sicília até o Atlântico central, onde evoluiu para as espécies modernas do mar dos Sargaços.^[43]

A localização das áreas de desova das enguias-europeias permaneceu desconhecida durante décadas. No início do século XIX, descobriu-se que o sul do mar dos Sargaços é a área de desova tanto da enguia-europeia quanto da enguia-americana, e que a primeira migra mais de 5 000 km, enquanto a segunda percorre 2 000 km. Correntes oceânicas como a Corrente do Golfo transportam larvas de enguia do mar dos Sargaços para áreas de alimentação na América do Norte, Europa e norte da África.^[44] Pesquisas recentes, porém contestadas, sugerem que as enguias possivelmente utilizam o campo magnético terrestre para navegar pelo oceano, tanto como larvas quanto como adultas.^[45]

Riscos naturais

A cada inverno, a depressão da Islândia produz tempestades frequentes. Icebergs são comuns do início de fevereiro ao fim de julho nas rotas de navegação próximas aos Grandes Bancos da Terra Nova. A temporada de gelo é mais longa nas regiões polares, mas há pouca navegação nessas áreas.^[46]

Furacões constituem um risco nas partes ocidentais do Atlântico Norte durante o verão e o outono. Devido a um cisalhamento do vento persistentemente forte e a uma fraca Zona de Convergência Intertropical, os ciclones tropicais do Atlântico Sul são raros.^[47]

Atlântico Central

Abertura do Atlântico Central, 200–170 Ma

A fragmentação da Pangeia começou no Atlântico Central, entre a América do Norte e o noroeste da África, onde bacias de rifte se abriram durante o Triássico Superior e o Jurássico Inferior. Esse período também testemunhou as primeiras etapas do soerguimento da cordilheira do Atlas. A cronologia exata é controversa, com estimativas entre 200 e 170 Ma.^[50]

A abertura do oceano Atlântico coincidiu com o início da fragmentação do supercontinente Pangeia, e ambos os processos foram iniciados pela erupção da Província Magmática do Atlântico Central (CAMP), uma das maiores e mais volumosas grandes províncias ígneas da história da Terra, associada à extinção do Triássico-Jurássico, um dos principais eventos de extinção do planeta.^[51] Diques toleíticos, soleiras e fluxos de lava da erupção da CAMP, ocorrida há 200 Ma, foram encontrados na África Ocidental, no leste da América do Norte e no norte da América do Sul. A extensão do vulcanismo foi estimada em 4 500 000 km², dos quais 2 500 000 km² cobriam o que hoje é o norte e o centro do Brasil.^[52]

A formação do istmo da América Central fechou a passagem marítima centro-americana no fim do Plioceno, há 2,8 Ma. A formação do istmo provocou a migração e a extinção de muitos animais terrestres, fenômeno conhecido como Grande Intercâmbio Americano, enquanto o fechamento da passagem resultou em um "Grande Cisma Americano", pois afetou as correntes oceânicas, a salinidade e as temperaturas tanto do Atlântico quanto do Pacífico. Organismos marinhos em ambos os lados do istmo ficaram isolados e divergiram ou foram extintos.^[53]

Atlântico Norte

Geologicamente, o Atlântico Norte é a área limitada ao sul por duas margens conjugadas, Terra Nova e Ibéria, e ao norte pela bacia da Eurásia ártica. A abertura do Atlântico Norte acompanhou de perto as margens de seu predecessor, o oceano de Jápeto, e propagou-se a partir do Atlântico Central em seis etapas: Ibéria–Terra Nova, Porcupine–América do Norte, Eurásia–Gronelândia e Eurásia–América do Norte. Sistemas ativos e inativos de expansão nessa região são marcados pela interação com o ponto quente da Islândia.^[54]

A expansão do fundo oceânico levou ao alongamento da crosta e à formação de fossas e bacias sedimentares. A fossa Rockall abriu-se entre 105 e 84 milhões de anos atrás, embora o rifte tenha fracassado, assim como outro que conduzia ao golfo da Biscaia.^[55]

A expansão começou a abrir o mar do Labrador há cerca de 61 milhões de anos e continuou até 36 milhões de anos atrás. Os geólogos distinguem duas fases magmáticas. A primeira, entre 62 e 58 milhões de anos, antecedeu a separação entre a Gronelândia e o norte da Europa; a segunda, entre 56 e 52 milhões de anos, ocorreu à medida que essa separação se concretizava.

A Islândia começou a se formar há 62 milhões de anos devido a uma pluma mantélica particularmente concentrada. Grandes quantidades de basalto eruptado nessa época são encontradas na ilha de Baffin, na Gronelândia, nas ilhas Feroe e na Escócia, enquanto quedas de cinzas na Europa Ocidental funcionam como marcador estratigráfico.^[56] A abertura do Atlântico Norte causou um soerguimento significativo da crosta continental ao longo da costa. Por exemplo, apesar de uma camada de basalto com 7 km de espessura, Gunnbjørn Fjeld, no leste da Gronelândia, é o ponto mais alto da ilha e encontra-se elevado o suficiente para expor rochas sedimentares mesozoicas mais antigas em sua base, de modo semelhante a antigos campos de lava sobre rochas sedimentares nas Hébridas soerguidas do oeste da Escócia.^[57]

O oceano Atlântico Norte contém cerca de 810 montes submarinos, a maioria situada ao longo da Dorsal Mesoatlântica.^[58] A base de dados da OSPAR (Convenção para a Proteção do Meio Marinho do Atlântico Nordeste) menciona 104 montes submarinos, dos quais 74 se encontram dentro de zonas econômicas exclusivas nacionais. Desses montes, 46 localizam-se perto da Península Ibérica.

Atlântico Sul

A abertura do Atlântico Sul

A Gondwana Ocidental (América do Sul e África) fragmentou-se no Cretáceo Inferior, formando o Atlântico Sul. O aparente encaixe entre as linhas costeiras dos dois continentes foi observado nos primeiros mapas que incluíam o Atlântico Sul e também foi objeto das primeiras reconstruções de tectônica de placas auxiliadas por computador, em 1965.^[59][60] Esse notável encaixe, porém, mostrou-se problemático desde então, e reconstruções posteriores introduziram diversas zonas de deformação ao longo das costas para acomodar a fragmentação que se propagava para o norte.^[59] Riftes e deformações intracontinentais também foram introduzidos para subdividir as duas placas continentais em subplacas.^[61]

Geologicamente, o Atlântico Sul pode ser dividido em quatro segmentos: o equatorial, de 10° N até a zona de fratura Romanche (RFZ); o central, da RFZ até a zona de fratura de Florianópolis (FFZ, ao norte da cadeia de Walvis e da Elevação do Rio Grande); o meridional, da FFZ até a zona de fratura Agulhas–Malvinas (AFFZ); e o segmento das Malvinas, ao sul da AFFZ.^[62]

No segmento meridional, o intenso magmatismo do Cretáceo Inferior (133–130 Ma) da Grande Província Ígnea Paraná–Etendeka, produzido pelo ponto quente de Tristão, resultou em um volume estimado de 1 500 000–2 000 000 km³. Cobriu uma área de 1 200 000–1 600 000 km² no Brasil, Paraguai e Uruguai e 80 000 km² na África. Enxames de diques no Brasil, Angola, leste do Paraguai e Namíbia, porém, sugerem que a província originalmente cobria uma área muito maior e também indicam riftes fracassados em todas essas regiões. Fluxos basálticos associados no mar estendem-se para o sul até as ilhas Malvinas e a África do Sul. Vestígios de magmatismo tanto em bacias marítimas quanto continentais dos segmentos central e meridional foram datados entre 147 e 49 Ma, com dois picos entre 143 e 121 Ma e entre 90 e 60 Ma.^[62]

No segmento das Malvinas, o rifteamento começou com movimentos dextrais entre as subplacas da Patagônia e do Colorado, entre o Jurássico Inferior (190 Ma) e o Cretáceo Inferior (126,7 Ma). Por volta de 150 Ma, a expansão do fundo oceânico propagou-se para norte no segmento meridional. No máximo por volta de 130 Ma, o rifteamento havia alcançado a cadeia de Walvis–Elevação do Rio Grande.^[61]

No segmento central, o rifteamento começou a dividir a África em duas ao abrir a fossa de Benue por volta de 118 Ma. O rifteamento nesse segmento, no entanto, coincidiu com o supercron normal do Cretáceo (também conhecido como período calmo do Cretáceo), um intervalo de 40 Ma sem inversões magnéticas, o que dificulta datar a expansão do fundo oceânico nessa região.^[61]

O segmento equatorial constitui a última fase da fragmentação, mas, por estar localizado no equador, anomalias magnéticas não podem ser utilizadas para datação. Diversas estimativas situam a propagação da expansão do fundo oceânico nesse segmento e a consequente abertura da Passagem Equatorial do Atlântico (EAG) entre 120 e 96 Ma.^[63][64] Essa etapa final, contudo, coincidiu com o fim da extensão continental na África ou contribuiu para ele.^[61]

Há cerca de 50 Ma, a abertura da passagem de Drake resultou de uma mudança nos movimentos e na taxa de separação das placas sul-americana e antártica. Primeiro, pequenas bacias oceânicas se abriram e surgiu uma passagem rasa durante o Eoceno Médio. Entre 34 e 30 Ma, desenvolveu-se uma passagem marinha mais profunda, seguida pela deterioração climática Eoceno–Oligoceno e pelo crescimento do manto de gelo antártico.^[65]

Fechamento do Atlântico

Uma margem de subducção embrionária pode estar se desenvolvendo a oeste de Gibraltar. O Arco de Gibraltar, no Mediterrâneo ocidental, está migrando para oeste em direção ao Atlântico Central, onde encontra as placas africana e eurasiática em convergência. Juntas, essas três forças tectônicas estão desenvolvendo lentamente um novo sistema de subducção na bacia oriental do Atlântico. Enquanto isso, o arco de Scotia e a placa do Caribe, na bacia ocidental do Atlântico, são sistemas de subducção que se propagam para leste e que, juntamente com o sistema de Gibraltar, podem representar o início do fechamento do oceano Atlântico e a etapa final do ciclo de Wilson atlântico.^[66]

Fechamento do Pacífico

Outras teorias propõem que o Atlântico continuará a se alargar enquanto o oceano Pacífico se fechará primeiro. Isso criaria o futuro supercontinente Amásia. Segundo essa teoria, ao longo dos próximos 200 a 300 milhões de anos, a subducção dominante no Pacífico fechará o oceano enquanto o Atlântico continuará a se expandir.^[67][68] Novopangaea é outro supercontinente hipotético que se formaria com o fechamento do oceano Pacífico, enquanto Aurica é um supercontinente hipotético resultante do fechamento dos oceanos Atlântico e Pacífico.

Velho Mundo

Estudos de DNA mitocondrial (mtDNA) indicam que, entre 80 mil e 60 mil anos atrás, uma grande expansão demográfica dentro da África, derivada de uma única população pequena, coincidiu com o surgimento de maior complexidade comportamental e com rápidas mudanças ambientais dos estágios isotópicos marinhos 5–4. Esse grupo não apenas se expandiu por toda a África, como também começou a se dispersar para fora da África em direção à Ásia, Europa e Australásia por volta de 65 mil anos atrás, substituindo rapidamente os humanos arcaicos nessas regiões.^[69] Durante o Último Máximo Glacial (LGM), há 20 mil anos, os seres humanos tiveram de abandonar seus assentamentos iniciais ao longo da costa europeia do Atlântico Norte e recuar para o Mediterrâneo. Após rápidas mudanças climáticas no fim do LGM, essa região foi repovoada pela cultura Magdaleniana. Outros grupos de caçadores-coletores chegaram em ondas interrompidas por riscos como a erupção vulcânica do lago Laacher, a inundação de Doggerland — atualmente o mar do Norte — e a formação do mar Báltico.^[70] As costas europeias do Atlântico Norte passaram a ser ocupadas permanentemente há cerca de 9 mil a 8,5 mil anos.^[71]

Essa dispersão humana deixou vestígios abundantes ao longo das costas do oceano Atlântico. Sambaquis profundamente estratificados, com 50 mil anos, encontrados em Yzerfontein, na costa ocidental da África do Sul, estão associados à Idade da Pedra Média (MSA). A população da MSA era pequena e dispersa, e sua taxa de reprodução e exploração era menos intensa do que a das gerações posteriores. Embora seus sambaquis se assemelhem a depósitos da Idade da Pedra Tardia (LSA), com 12–11 mil anos, encontrados em todos os continentes habitados, Enkapune Ya Muto, no Quênia, com 50–45 mil anos, provavelmente representa os vestígios mais antigos dos primeiros humanos modernos que se dispersaram para fora da África.^[72]

O mesmo desenvolvimento pode ser observado na Europa. Na caverna de La Riera (23–13 mil anos), nas Astúrias, Espanha, apenas cerca de 26 600 moluscos foram depositados ao longo de 10 mil anos. Em contraste, sambaquis de 8–7 mil anos em Portugal, Dinamarca e Brasil geraram milhares de toneladas de resíduos e artefatos. Os sambaquis da cultura de Ertebølle, na Dinamarca, por exemplo, acumularam 2 000 m³ de depósitos de conchas representando cerca de 50 milhões de moluscos em apenas mil anos. Essa intensificação da exploração de recursos marinhos foi descrita como acompanhada por novas tecnologias — como barcos, arpões e anzóis —, pois muitas cavernas encontradas no Mediterrâneo e na costa atlântica europeia apresentam maior quantidade de conchas marinhas em seus níveis superiores e quantidades menores nos níveis inferiores. A exploração mais antiga ocorreu nas plataformas que hoje estão submersas, e a maioria dos assentamentos atualmente escavados situava-se então a vários quilômetros dessas plataformas. As quantidades reduzidas de conchas nos níveis inferiores podem representar as poucas conchas transportadas para o interior.^[73]

Novo Mundo

Durante o LGM, o manto de gelo Laurentide cobria a maior parte do norte da América do Norte, enquanto a Beríngia ligava a Sibéria ao Alasca. Em 1973, o geocientista norte-americano Paul S. Martin propôs uma colonização das Américas em forma de "blitzkrieg", segundo a qual caçadores da cultura Clóvis teriam migrado para a América do Norte há cerca de 13 mil anos em uma única onda através de um corredor sem gelo no manto e "se espalhado explosivamente para o sul, atingindo brevemente densidade suficiente para exterminar grande parte de suas presas".^[74] Posteriormente, outros propuseram uma migração em "três ondas" pela Beríngia.^[75] Essas hipóteses permaneceram por muito tempo como a visão predominante sobre o povoamento das Américas, mas foram contestadas por descobertas arqueológicas mais recentes: os sítios arqueológicos mais antigos das Américas foram encontrados na América do Sul; sítios no nordeste da Sibéria indicam praticamente nenhuma presença humana ali durante o LGM; e a maioria dos artefatos Clóvis foi encontrada no leste da América do Norte, ao longo da costa atlântica.^[76] Além disso, modelos de colonização baseados, respectivamente, em dados de mtDNA, cromossomo Y e autossomos não sustentam nem a hipótese do "blitzkrieg" nem a das "três ondas", além de produzirem resultados mutuamente ambíguos. Dados contraditórios da arqueologia e da genética provavelmente levarão a hipóteses futuras que acabarão por se confirmar mutuamente.^[77] Uma rota proposta através do Pacífico até a América do Sul poderia explicar descobertas sul-americanas antigas, enquanto outra hipótese propõe um caminho setentrional pelo Ártico canadense e ao longo da costa atlântica da América do Norte.^[78] Assentamentos antigos através do Atlântico foram sugeridos por teorias alternativas, que variam de puramente hipotéticas a amplamente contestadas, incluindo a hipótese solutreana e algumas das teorias de contatos transoceânicos pré-colombianos.

O povoamento nórdico das ilhas Feroe e da Islândia começou durante os séculos IX e X. Um assentamento na Gronelândia foi estabelecido antes do ano 1000, mas o contato com ele foi perdido em 1409, e o local foi finalmente abandonado no início da Pequena Idade do Gelo. Esse revés foi causado por vários fatores: uma economia insustentável provocou erosão e desnudamento, enquanto conflitos com os inuítes locais resultaram na incapacidade de adaptação às tecnologias árticas; um clima mais frio levou à fome, e a colônia ficou economicamente marginalizada à medida que a Peste Negra fazia vítimas na Islândia no século XV.^[79] A Islândia foi inicialmente povoada entre 865 e 930, após um período quente em que as temperaturas de inverno giravam em torno de 2 °C, favorecendo a agricultura em altas latitudes. Isso, porém, não durou, e as temperaturas caíram rapidamente; por volta de 1080, as temperaturas de verão alcançavam no máximo 5 °C. O Landnámabók (Livro dos Assentamentos) registra fomes desastrosas durante o primeiro século de povoamento — "os homens comiam raposas e corvos" e "os velhos e desamparados eram mortos e atirados de penhascos" — e, no início do século XIII, o feno teve de ser substituído por cultivos de ciclo curto, como a cevada.^[80]

Mundo atlântico

Cristóvão Colombo chegou às Américas em 1492, navegando sob a bandeira espanhola.^[81] Seis anos depois, Vasco da Gama alcançou a Índia sob a bandeira portuguesa, navegando para sul ao redor do cabo da Boa Esperança e demonstrando, assim, que os oceanos Atlântico e Índico estão conectados. Em 1500, durante sua viagem à Índia seguindo a rota de Vasco da Gama, Pedro Álvares Cabral chegou ao Brasil, levado pelas correntes do giro do Atlântico Sul. Após essas explorações, Espanha e Portugal rapidamente conquistaram e colonizaram grandes territórios no Novo Mundo e forçaram a população ameríndia à escravidão para explorar as vastas quantidades de prata e ouro encontradas. Espanha e Portugal monopolizaram esse comércio para manter outras nações europeias afastadas, mas interesses conflitantes ainda assim levaram a uma série de guerras luso-espanholas. Um tratado de paz mediado pelo papa dividiu os territórios conquistados em setores espanhol e português, mantendo outras potências coloniais de fora. Inglaterra, França e República Holandesa observaram com inveja o crescimento da riqueza espanhola e portuguesa e aliaram-se a piratas como Henry Mainwaring e Alexandre Olivier Exquemelin. Eles podiam atacar os comboios que deixavam as Américas porque os ventos predominantes e as correntes tornavam o transporte de metais pesados lento e previsível.^[81]

Nas colônias das Américas, a depredação, a varíola e outras doenças, além da escravidão, rapidamente reduziram a população indígena das Américas a tal ponto que o comércio de escravos no Atlântico foi introduzido pelos colonizadores para substituí-la — um comércio que se tornou norma e parte integrante da colonização. Entre o século XV e 1888, quando o Brasil tornou-se a última parte das Américas a encerrar a escravidão, estima-se que 9,5 milhões de africanos escravizados tenham sido transportados para o Novo Mundo, a maioria destinada ao trabalho agrícola. O comércio de escravos foi oficialmente abolido no Império Britânico e nos Estados Unidos em 1808, enquanto a escravidão propriamente dita foi abolida no Império Britânico em 1838 e nos Estados Unidos em 1865, após a Guerra Civil Americana.^[82][83]

De Colombo à Revolução Industrial, o comércio transatlântico, incluindo o colonialismo e a escravidão, tornou-se crucial para a Europa Ocidental. Para países europeus com acesso direto ao Atlântico — incluindo Grã-Bretanha, França, Países Baixos, Portugal e Espanha —, o período de 1500 a 1800 foi de crescimento sustentado, durante o qual esses países tornaram-se mais ricos do que os da Europa Oriental e da Ásia. O colonialismo evoluiu como parte do comércio transatlântico, mas esse comércio também fortaleceu a posição de grupos mercantis em detrimento dos monarcas. O crescimento foi mais rápido em países não absolutistas, como a Grã-Bretanha e os Países Baixos, e mais limitado em monarquias absolutas, como Portugal, Espanha e França, onde o lucro beneficiava principalmente ou exclusivamente a monarquia e seus aliados.^[84]

O comércio transatlântico também resultou em crescente urbanização: nos países europeus voltados para o Atlântico, a urbanização passou de 8% em 1300 para 10,1% em 1500 e 24,5% em 1850; nos demais países europeus, passou de 10% em 1300 para 11,4% em 1500 e 17% em 1850. Da mesma forma, o PIB dobrou nos países atlânticos, mas aumentou apenas 30% no restante da Europa. No fim do século XVII, o volume do comércio transatlântico havia superado o do comércio mediterrânico.^[84]

Pesca

As plataformas do Atlântico abrigam alguns dos recursos pesqueiros mais ricos do mundo. As áreas mais produtivas incluem os Grandes Bancos da Terra Nova, a plataforma da Escócia, o banco Georges ao largo do cabo Cod, os Bancos das Bahamas, as águas ao redor da Islândia, o mar da Irlanda, a baía de Fundy, o Dogger Bank, no mar do Norte, e os bancos das Malvinas.^[23] A pesca passou por mudanças significativas desde a década de 1950, e as capturas globais podem agora ser divididas em três grupos, dos quais apenas dois são observados no Atlântico: as pescarias no Atlântico Centro-Oriental e Sudoeste oscilam em torno de um valor globalmente estável, enquanto o restante do Atlântico apresenta declínio geral após picos históricos. O terceiro grupo, de "tendência de crescimento contínuo desde 1950", ocorre apenas no oceano Índico e no Pacífico ocidental.^[87] A Organização das Nações Unidas para Alimentação e Agricultura dividiu o Atlântico nas seguintes grandes áreas de pesca:

Atlântico Nordeste

O Atlântico Nordeste é esquematicamente limitado a 40°00' de longitude oeste, exceto ao redor da Gronelândia, ao sul por 36°00' de latitude norte e a leste por 68°30' de longitude leste, com os limites de longitude oeste e leste chegando ao Polo Norte. As subáreas do Atlântico incluem: mar de Barents; mar da Noruega, Svalbard e ilha do Urso; Escagerraque, Categate, Öresund, mar de Belt e mar Báltico; mar do Norte; Islândia e bancos das Feroe; Rockall, costa noroeste da Escócia e Irlanda do Norte; mar da Irlanda, oeste da Irlanda, banco Porcupine e Canal da Mancha oriental e ocidental; golfo da Biscaia; águas portuguesas; bancos dos Açores e Atlântico Nordeste Sul; norte dos Açores; e leste da Gronelândia. Há também duas subáreas extintas.^[88]

No Atlântico Nordeste, as capturas totais diminuíram entre meados da década de 1970 e a década de 1990 e chegaram a 8,7 milhões de toneladas em 2013. O verdinho atingiu um pico de 2,4 milhões de toneladas em 2004, mas caiu para 628 mil toneladas em 2013. Planos de recuperação para bacalhau, linguado e solha reduziram a mortalidade dessas espécies. O bacalhau-do-Ártico atingiu seus níveis mais baixos entre as décadas de 1960 e 1980, mas desde então se recuperou. O saithe e o eglefino do Ártico são considerados plenamente explorados; a galeota é sobre-explorada, assim como foi o capelim, que desde então se recuperou para o nível de plena exploração. Dados limitados tornam difícil avaliar o estado dos peixes-vermelhos e das espécies de águas profundas, mas é provável que continuem vulneráveis à sobrepesca. Os estoques de camarão-do-norte e lagostim encontram-se em boas condições. No Atlântico Nordeste, 21% dos estoques são considerados sobre-explorados.^[87]

Essa zona representou quase três quartos (72,8%) das capturas pesqueiras da União Europeia em 2020. Os principais países pesqueiros da UE são Dinamarca, França, Países Baixos e Espanha. Entre as espécies mais comuns estão o arenque, a cavalinha e a espadilha.

Atlântico Noroeste

No Atlântico Noroeste, os desembarques diminuíram de 4,2 milhões de toneladas no início da década de 1970 para 1,9 milhão em 2013. Durante o século XXI, algumas espécies apresentaram sinais fracos de recuperação, entre elas o alabote-da-Gronelândia, a solha-de-cauda-amarela, o alabote-do-Atlântico, o eglefino e o cação-espinhoso, enquanto outros estoques não apresentaram sinais semelhantes, como o bacalhau, a solha-bruxa e os peixes-vermelhos. Os estoques de invertebrados, em contraste, permanecem em níveis recordes de abundância. No Atlântico Noroeste, 31% dos estoques estão sobre-explorados.^[87]

Em 1497, Giovanni Caboto tornou-se o primeiro europeu ocidental desde os viquingues a explorar o continente norte-americano, e uma de suas principais descobertas foram os abundantes recursos de bacalhau-do-atlântico ao largo da Terra Nova. Conhecida como "moeda da Terra Nova", essa descoberta rendeu cerca de 200 milhões de toneladas de peixe ao longo de cinco séculos. No fim do século XIX e início do XX, novas pescarias começaram a explorar eglefino, cavalinha e lagostas. Das décadas de 1950 a 1970, a introdução de frotas europeias e asiáticas de pesca em águas distantes aumentou drasticamente a capacidade pesqueira e o número de espécies exploradas. Também expandiu as áreas de exploração da costa para o mar aberto e para grandes profundidades, incluindo espécies de águas profundas como peixes do gênero Sebastes, alabote-da-Gronelândia, solha-bruxa e granadeiros. A sobrepesca na região foi reconhecida já na década de 1960, mas, por ocorrer em alto-mar, apenas no fim da década de 1970 começaram tentativas de regulamentação. No início da década de 1990, isso finalmente resultou no colapso da pesca de bacalhau no Atlântico Noroeste. A população de vários peixes de águas profundas também entrou em colapso nesse processo, incluindo a solha-americana, peixes-vermelhos e o alabote-da-Gronelândia, além da solha-bruxa e dos granadeiros.^[89]

Atlântico Centro-Oriental

No Atlântico Centro-Oriental, pequenos peixes pelágicos constituem cerca de 50% dos desembarques, com a sardinha alcançando de 0,6 a 1,0 milhão de toneladas por ano. Os estoques de peixes pelágicos são considerados plenamente explorados ou sobre-explorados, com a notável exceção das sardinhas ao sul do cabo Bojador. Quase metade dos estoques é explorada em níveis biologicamente insustentáveis. As capturas totais oscilam desde a década de 1970, tendo alcançado 3,9 milhões de toneladas em 2013, pouco abaixo do pico de produção de 2010.^[87]

Atlântico Centro-Ocidental

No Atlântico Centro-Ocidental, as capturas diminuem desde 2000 e chegaram a 1,3 milhão de toneladas em 2013. A espécie mais importante da região, o menhaden-do-golfo, alcançou um milhão de toneladas em meados da década de 1980, mas apenas meio milhão em 2013, sendo atualmente considerada plenamente explorada. A sardinela-redonda foi uma espécie importante na década de 1990, mas hoje é considerada sobre-explorada. Garoupas e pargos estão sobre-explorados, enquanto o camarão-marrom-do-norte e a ostra-americana são considerados plenamente explorados, aproximando-se da sobre-exploração. Cerca de 44% dos estoques são explorados em níveis insustentáveis.^[87]

Atlântico Sudeste

No Atlântico Sudeste, as capturas diminuíram de 3,3 milhões de toneladas no início da década de 1970 para 1,3 milhão em 2013. O carapau e a pescada são as espécies mais importantes, representando juntas quase metade dos desembarques. Ao largo da África do Sul e da Namíbia, a pescada-de-águas-profundas (Merluccius paradoxus) e a pescada-do-Cabo de águas rasas (Merluccius capensis) recuperaram-se para níveis sustentáveis desde a introdução de regulamentações em 2006, e o estado da sardinha-sul-africana e da anchova-sul-africana melhorou para plenamente explorado em 2013.^[87]

Atlântico Sudoeste

No Atlântico Sudoeste, um pico foi atingido em meados da década de 1980, e as capturas atualmente oscilam entre 1,7 e 2,6 milhões de toneladas. A espécie mais importante, a lula-argentina (Illex argentinus), que chegou a meio milhão de toneladas em 2013, ou metade de seu valor máximo, é considerada de plenamente explorada a sobre-explorada. Outra espécie importante era a sardinha-verdadeira brasileira (Sardinella brasiliensis); com produção de 100 mil toneladas em 2013, hoje é considerada sobre-explorada. Metade dos estoques da região é explorada em níveis insustentáveis: o arenque-redondo-de-Whitehead ainda não atingiu a plena exploração, mas o carapau-do-Cunene está sobre-explorado. O caracol-marinho Haliotis midae é alvo de pesca ilegal e permanece sobre-explorado.^[87]

Espécies ameaçadas

Entre as espécies marinhas ameaçadas estão o peixe-boi, focas, leões-marinhos, tartarugas-marinhas e cetáceos. A pesca com redes de deriva pode matar golfinhos, albatrozes e outras aves marinhas, como petréis e alcídeos, acelerando o declínio dos estoques pesqueiros e contribuindo para disputas internacionais.^[90]

Resíduos e poluição

A poluição marinha é um termo genérico para a entrada no oceano de substâncias químicas ou partículas potencialmente perigosas. Os principais responsáveis são os rios, que transportam muitos produtos químicos de fertilizantes agrícolas, além de resíduos de animais e humanos. O excesso de substâncias que consomem oxigênio leva à hipóxia e à formação de uma zona morta.^[91]

Detritos marinhos, também chamados de lixo marinho, são resíduos de origem humana que flutuam em um corpo d'água. Os detritos oceânicos tendem a se acumular no centro dos giros e nas linhas costeiras, frequentemente chegando às praias, onde são chamados de lixo costeiro. Estima-se que a Grande Porção de Lixo do Atlântico Norte tenha centenas de quilômetros de extensão.^[92]

Outras preocupações com a poluição incluem resíduos agrícolas e municipais. A poluição municipal provém do leste dos Estados Unidos, do sul do Brasil e do leste da Argentina; a poluição por petróleo ocorre no mar do Caribe, no golfo do México, no lago de Maracaibo, no mar Mediterrâneo e no mar do Norte; e resíduos industriais e esgoto municipal poluem o mar Báltico, o mar do Norte e o mar Mediterrâneo.

Uma aeronave C-124 da Força Aérea dos Estados Unidos, proveniente da Base Aérea de Dover, em Delaware, transportava três bombas nucleares sobre o oceano Atlântico quando sofreu perda de potência. Por segurança, a tripulação alijou duas bombas nucleares, que nunca foram recuperadas.^[93]

Mudanças climáticas

A atividade de furacões no Atlântico Norte aumentou nas últimas décadas em razão da elevação da temperatura da superfície do mar (SST) nas latitudes tropicais, mudanças que podem ser atribuídas à Oscilação Multidecadal do Atlântico (AMO) natural ou às mudanças climáticas antropogênicas.^[94] Um relatório de 2005 indicou que a Circulação de Revolvimento Meridional do Atlântico (AMOC) desacelerou 30% entre 1957 e 2004.^[95] Em 2024, uma pesquisa destacou um enfraquecimento significativo da AMOC, de aproximadamente 12%, ao longo das duas décadas anteriores.^[96] Se a AMO fosse responsável pela variabilidade da SST, a AMOC teria aumentado de intensidade, o que aparentemente não ocorreu. Além disso, análises estatísticas dos ciclones tropicais anuais mostram claramente que essas mudanças não apresentam ciclicidade multidecadal.^[94] Portanto, essas alterações da SST devem ser causadas por atividades humanas.^[97]

A camada de mistura do oceano desempenha papel importante no armazenamento de calor em escalas sazonais e decadais, enquanto as camadas mais profundas são afetadas ao longo de milênios e possuem capacidade térmica cerca de 50 vezes maior do que a camada de mistura. Essa absorção de calor cria uma defasagem temporal para as mudanças climáticas, mas também provoca expansão térmica dos oceanos, que contribui para a subida do nível do mar. O aquecimento global no século XXI provavelmente resultará em uma elevação do nível do mar em equilíbrio cinco vezes maior do que a atual, enquanto o derretimento de geleiras — incluindo o manto de gelo da Gronelândia, que se espera tenha efeito praticamente nulo durante o século XXI — provavelmente resultará em uma elevação do nível do mar de 3–6 m ao longo de um milênio.^[98]

Fontes