Fri overflate og forpliktende fellesskap

Mudanças na insolação sazonal podem alterar os padrões de temperatura regional (Perlmutter & Azambuja, 2005a). A atmosfera acomoda mudanças no aquecimento, ajustando a distribuição das células de pressão atmosférica e os padrões de circulação. Combinadas, as mudanças de temperatura, pressão e circulação alteram padrões de precipitação, evaporação e de padrões climáticos associados, causando ciclos climáticos (Park & Oglesby, 1994; Perlmutter et al., 1998; Perlmutter e MAtthews, 1989 apud Perlmutter & Azambuja, 2005a). A

resposta do sistema climático de uma determinada região para uma condição específica de insolação não é, no entanto, apenas uma função da fase do ciclo de insolação em si. A resposta está intrinsecamente associada com a localização (latitude e longitude) e a paleogeografia da região (Perlmutter & Matthews, 1989

apud Perlmutter e Azambuja, 2005a; Park & Oglesby, 1994). O resultado é que

dentro de um mesmo hemisfério nem todas as áreas tornam-se mais úmidas ou secas no mesmo ponto, em um mesmo ciclo de insolação. Como a insolação varia ao longo de um ciclo orbital, áreas equatoriais podem ficar mais secas enquanto que as áreas de latitudes médias tornam se mais úmidas, ou uma zona de latitude média pode ficar mais úmida enquanto a outra área fica mais seca. A variabilidade climática é uma função das particularidades regionais que podem mudar ao longo do tempo geológico. Portanto, diferentes zonas de um único hemisfério podem sofrer diferentes sucessões climáticas em resposta ao mesmo ciclo de insolação. Simulações climáticas de alta frequência do Mesocretáceo (Park & Oglesby, 1994) e no Pleistoceno/Holoceno (Moore et al., 2000), indicam que as maiores mudanças climáticas ocorrem associadas com as variações que ocorrem na escala de precessão. Os ciclos de excentricidade e obliquidade modulam a extensão do efeito, assim como acontece com as interferências de longo prazo dos principais harmônicos orbitais. A superposição e a interação de ciclos orbitais cria um espectro repetitivo de climas na alta frequência, limitados por máximos e mínimos com uma frequência mais baixa. Esses máximos e mínimos climáticos indicarão os intervalos mais quentes e frios do planeta, podendo ser associados com períodos glaciai-interglaciais.

Quando a excentricidade é elevada, ocorrendo uma condição de alta insolação hemisférica no verão (temperaturas elevadas) durante o periélio, tem-se um climático máximo (Kukla & Gavin, 1992). O afélio, então, ocorre durante o inverno, seis meses após. Assim, verões quentes e invernos frios caracterizam um máximo climático hemisférico, enquanto que verões frios e invernos suaves caracterizam um mínimo climático. Considerando a escala de tempo da precessão, quando a excentricidade é alta, tem-se que, quando o Hemisfério Norte está em um período de climático máximo, o Hemisfério Sul está vivenciando um mínimo climático e vice-versa. Quando há condições de baixa insolação

durante o verão, o mínimo climático ocorre quando a excentricidade é alta e o afélio ocorre durante o verão (Fig. 1.7).

Fig. 1.7. Máximos e mínimos climáticos causados pela interferência dos ciclos orbitais para os últimos 400 ka. Adaptado por Perlmutter & Azambuja Filho, 2005a), pág. 4, de Perlmutter & Mathews, 1989.

O primeiro passo no reconhecimento de como o sistema de distribuição sedimentar para a bacia pode produzir ciclicidade é entender como o clima regional pode mudar ao longo de um ciclo de Milankovitch. Para que se cumpra esse propósito é importante que o clima seja entendido no contexto de um padrão de circulação atmosférica global. Esse padrão, quando analisado do Equador ao polos, pode ser simplificado em três células: Hadley, Ferrel e Polar (Fig. 1.8), compondo o que é conhecido como Circulação Hadley (Hanwell, 1980). A temperatura e a umidade estão fortemente relacionadas às células de circulação atmosférica. A temperatura geralmente decresce do Equador aos polos, assim relacionou-se a temperatura diretamente a cada célula: a tropical, a temperada e a polar. A umidade, no entanto, é uma manifestação da posição geográfica dentro de cada célula. Condições úmidas geralmente ocorrem próximo à porção das células de circulação ascendentes. Ela decresce até um mínimo (aridez) junto aos braços descendentes da circulação. O padrão de distribuição dos climas é função da circulação do tipo Hadley, portanto de natureza zonal. Essa zonação climática ideal é complicada por circulação causada por monções que constituem fluxos de

anti-ciclone ao longo de zonas de alta altitude e de latitudes medianas, de proximidade de oceanos, de bacias topograficamente elevadas e de montanhas altas montanhas ou vales profundos. Os efeitos são diversos nos lados ocidentais e orientais dos continentes e variam sazonalmente.

Fig. 1.8. Bandas de alta e baixa pressão geradas pelas células de circulação Hadley, Ferrel e Polar, nas condições de máximo e mínimo climático. Adaptado por Perlmutter & Azambuja Filho(a), 2005, pág. 4, adaptado de Permutter & Mathews, 1989.

Os máximos e mínimos alongam ou encurtam as células de circulação (Hadley, a tropical, Ferrel, a temperada, e a Polar propriamente dita), as quais definem padrões zonais de dinâmica atmosférica (Figs. 1.8; 1.9). A partir disso, é possível a ocorrência de padrões climáticos atmosféricos sazonais, de acordo com a latitude geográfica, os quais são influenciados pela distribuição das terras, dos mares e da topografia (Perlmutter et al., 1998).

Uma consequência de tais diferenças hemisféricas pode ser a habilidade de uma monção de produzir chuva de verão. Climas sob influência forte de monções tendem a responder diretamente à insolação, sendo elas mais fortes quando os valores de insolação são altos (Park & Oglesby, 1994). Assim, uma forte monção chuvosa pode ocorrer em um hemisfério enquanto que uma monção fraca, seca, ocorre em outro, mesmo que as condições geográficas sejam idênticas (latitude, área terrestre, proximidade do oceano, temperatura da superfície oceânica, direção preferencial dos ventos) função das diferenças no grau de aquecimento durante os verões. Essas variações requerem uma avaliação paleoclimática para um período específico de tempo que inclua, pelo menos, quatro mapas sazonais

(estações), incluindo os mínimos e máximos climáticos para janeiro e julho (solstícios), bem como mapas que mensurem fases de equinócios.

Para construir-se um padrão climático fácil de ser compreendido e explicado, mapas climáticos sazonais devem ser simplificados e reduzidos a um mapa com uma série de bandas climáticas (Fig. 1.9). Cada banda representa uma zona da superfície da Terra que, em uma primeira aproximação, possui membros climáticos similares para um determinado ciclo. A sucessão climática de uma banda é feita através da interpolação entre os membros extremos.

Porém, para utilizar-se um mapa com bandas climáticas, é preciso avaliar-se a variação climática na área, as condições regionais e locais que podem modificar essa aproximação. Essas condições incluem os ventos predominantes, a proximidade do oceano ou de um grande corpo de água, temperatura oceânica, correntes e efeitos orográficos das monções (Perlmutter & Mathews 1989 apud Perlmutter & Azambuja Filho 2005a). Na prática, as zonas ou cinturões são definidos a partir da síntese de detalhados mapas climáticos sazonais, construídos para as condições de mínimos e máximos climáticos. Estes mapas representam os parâmetros paleoclimáticos observados para um intervalo geológico particular (Perlmutter et al., 1998). As bandas climáticas, também denominadas de bandas cicloestratigráficas, podem ser definidas como uma região na superfície da Terra que sofre mudanças climáticas similares durante interferências construtivas dos ciclos de Milankovitch.

No geral, regiões equatoriais e polares tendem a tornar se secas, e regiões de latitude intermediária, tendem a tornar-se úmidas, na medida em que as condições transitam de um máximo para um mínimo climático (Fig. 1.8).

Com a finalidade de facilitar a compreensão do padrão climático global, os mapas climáticos sazonais foram simplificados e reduzidos a um único mapa contendo uma série de bandas climáticas (Figs. 1.9; 1.10, Tabela 1.3). Neles são observadas as disposições das bandas climáticas, as condições de máximo e mínimo climático. Observa-se que há uma migração bem definida em direção aos polos com a expansão da chamada zona de convergência intertropical, quando das mudanças de fase de um mínimo para um máximo climático. Cada banda configura uma área da superfície terrestre na qual há uma similaridade climática

dentro de um intervalo definido por seus parâmetros delimitadores ao longo de um ciclo climático. A análise deste mapa deve ser feita de modo interativo.

Fig. 1.9. Mapa das bandas cicloestratigráficas para os últimos 3 Ma. As linhas vermelhas indicam os limites máximos e mínimos climáticos, respectivamente, linha contínua e tracejada, que definem a zona de convergência tropical. Durante as fases de mínimo climático as linhas delimitadoras de todas as bandas tendem a migrar em direção aos polos e o inverso ocorre quando das fases de máximo climático. Perlmutter & Mathews 1989 apud Perlmutter & Azambuja, 2005a, pag. 6.

Avalia-se a variação climática na área e as condições regionais e locais que podem modificar uma primeira avaliação. Condições que devem ser adicionadas contam com ventos predominantes, proximidade ou distância do oceano ou outro corpo significativo de água, temperatura oceânica, correntes marinhas, monções. Esses mapas representam, então, um determinado intervalo de tempo geológico. As bandas cicloestratigráficas fazem parte de uma região da superfície terrestre que sofre mudanças climáticas durante fases construtivas das variações orbitais de Milankovitch e seus limites apresentam um paralelismo, com as latitudes geográficas, que é perturbado na zona de convergência tropical. Essa zona é submetida a marcantes e complexos padrões que influenciam o clima como o

regime das monções e suas variações, o regime dos ventos, as variações de umidade do ar, a temperatura da água oceânica, a picnoclina, a estruturação geotectônica, etc. Observe as diferenças nos limites calculados para as zonas de convergência tropical das bandas cicloestatigráficas, como um todo, para os últimos 3 Ma (Fig. 1.9) e para 100 Ma atrás (Fig. 1.10). Por exemplo, os limites da zona de convergência tropical tendem a ocupar latitudes mais altas, e da banda de número 8, mais frias, tendem a ser mais restritas no mapa que retrata a situação 100 Ma atrás comparativamente com o que retrata os últimos 3 Ma. Esse último (Fig. 1.9) retrata um período em que a temperatura média da Terra era relativamente mais fria, com alternância de ciclos glaciais-interglaciais, enquanto que o primeiro (Fig. 1.10) reproduz uma fase de clima cujo gradiente de temperatura polo-Equador era menor do que nos últimos 3 Ma, assim como a temperatura média global, e desprovido, ao menos em grande parte de seu tempo, de calotas polares.

As características das bandas climáticas como mostradas, retratam uma visão simplificada de uma de variação climática ao longo de um ciclo de insolação com um padrão que mostra um alto grau de variabilidade, mais complexo, ao longo dos últimos milhões de anos (dominados pelos ciclos glaciais-interglaciais) quando comparado, por exemplo, com 100 a 115 Ma atrás, durante o Albiano – Aptiano. No período enfocado no presente estudo, as condições climáticas eram, na maior parte do tempo, mais estáveis, com um menor gradiente de temperatura polo-Equador. A área abrangida pela Bacia do Espírito Santo, na época em questão, era abrangida pelas bandas climáticas 2 e 3, e se mostrava quente e seca, provavelmente durante uma fase de mínimo climático (Fig. 1.11; Tabela 3). No Cretáceo, mínimos e máximos climáticos tendiam a ser menos diferenciados entre si.

Fig 1.10. Mapa das bandas cicloestratigráficas de 100 M.a. atrás. As linhas azuis mais espessas indicam os máximos climáticos e, as linhas vermelhas tracejadas, os mínimos climáticos definindo a zona de convergência intertropical (ITCZ). Perlmutter & Mathews 1989 apud Perlmutter & Azambuja, 2005a.