A respeito do paleoclima durante o Pleistoceno, possivelmente houve influências astronômicas em relação às mudanças climáticas durante a referida época e que estas variações ocorreram em função de forçantes orbitais inerentes ao sistema planetário. Por exemplo, em 1938, Milutin Milankovitch, um cientista sérvio, calculou a relação entre as mudanças climáticas de longo prazo com ciclos astronômicos, a saber, a excentricidade (eccentricity), a obliquidade (axial tilt) e a precessão (precession) da órbita da Terra (IMBRIE; IMBRIE, 1979). Estes ciclos têm períodos de 94 a 122 mil anos, 42 mil anos e 19 a 23 mil anos, respectivamente. A excentricidade varia entre órbitas mais elípticas (cerca de 0,06) e mais circulares (cerca de 0,001), estando atualmente com aproximadamente 0,01. A obliquidade varia entre 22 e 24,5º, atualmente inclinada a, aproximadamente, 23,5º. O efeito da precessão é maior no chamado equador calórico (regiões próximas do Equador), que varia ao longo do tempo, com períodos médios de 19 e 23 mil anos e extremos de 14 e 28 mil anos (SILVA, 2007; FIGURA 27). Eles alteram a quantidade e localização da radiação solar sobre a superfície terrestre, sendo a obliquidade e a precessão os mais atuantes neste sentido. Segundo Berger (1980), as definições matemáticas de tais intervalos implicam que as glaciações irão ocorrer quando:
(a) a longitude do periélio (onde a distância entre a Terra e o Sol é mínima) é tal que o verão no hemisfério setentrional começa no afélio (onde a distância entre a Terra e o Sol é máxima); em outras palavras, quando os verões são frios;
(b) a excentricidade é máxima, o que significa que a distância entre a Terra e o Sol no afélio será a maior possível. Isso afeta não só a intensidade relativa e a duração das estações nos diferentes hemisférios, mas também a diferença entre a insolação máxima e mínima recebida ao longo um ano, uma diferença que pode chegar a 30 % para a órbita elíptica máxima;
(c) a obliquidade é baixa, o que significa que a diferença entre verão e inverno é fraca e o contraste latitudinal é grande.
A distribuição d do Pleistoceno diante dessa calor através das correntes m de chuvas nas regiões temp et al., 1994).
Figura 27 – Ciclos orbitais e suas
Fonte: Silva (2007), m Segundo Imbrie frios, pois a diminuição n expandem, gerando grande glaciária intensifica também o volume e a área das gele períodos glaciais acontecem proveniente do Sol for co atmosfera em uma dada lat da Terra em relação ao seu gravitacionais do sistema T
3 Razão entre a irradiância elec
palavras, é a medida da reflectivi
o das massas de ar e sistemas de ventos ficou co ssas mudanças. As temperaturas foram afetadas s marinhas e aéreas. Por ocasião do avanço das mperadas deslocavam-se sobre as regiões semi
s variações ao longo do tempo geológico. Vide texto p
, modificado de Imbrie e Imbrie (1980).
rie e Imbrie (1979), as glaciações se iniciam o na insolação inibe a fusão das geleiras, q
des mantos de gelo (ice sheets) continentais ém o albedo3 e a perda de energia calorífica, au eleiras. É por isso que as diferenças na insolaç em em função dos ciclos orbitais (SILVA, constante, a quantidade de radiação solar q latitude e estação depende apenas das mudanç seu movimento em torno do Sol, as quais são Terra-Sol-Lua e das influências dos outros pla
lectromagnética reflectida direta ou difusa e a quantid ividade da superfície de um corpo (NOVO, 2008).
comprometida ao longo das pela transferência de as geleiras, os cinturões miáridas (BIGARELLA
para maiores detalhes.
quando os verões são , que, dessa forma, se ais. O aumento da área , aumentando ainda mais lação e a ocorrência de A, 2007). Se a energia que atinge o topo da nças da posição do eixo são produto dos efeitos planetas do sistema solar tidade incidente. Em outras
(IMBRIE; IMBRIE, 1980; BERGER, 1980; DE BOER; SMITH, 1994 apud SILVA, 2007). De acordo com Imbrie e Imbrie (1980), os padrões geográficos e sazonais de irradiação dependem mais da obliquidade e da precessão do que da excentricidade.
Os principais ciclos de variação do nível do mar ocorreram em intervalos de cerca de 100 mil anos ao longo dos últimos cerca de 800 mil anos, com máximas amplitudes de 120 a 140 m, envolvendo alterações no volume de gelo de 50 a 60 milhões de km3. Sobrepondo-se a estes, ocorreram ciclos entre algumas dezenas de milhares de anos e mais curtos em termos de duração (LAMBECK et al., 2002).
Durante a época pleistocênica ocorreram sete fases glaciais intercaladas com períodos mais quentes4 (TABELA 3). A queda da temperatura em épocas glaciais pode ser associada com o rebaixamento do nível do mar (regressão), clima mais úmido e predomínio de intemperismo químico. Por outro lado, em períodos interglaciais, o decréscimo das calotas polares resultou em um nível do mar mais alto (transgressão) e um clima mais seco, com predomínio de intemperismo físico. Essas mudanças climáticas refletiram de diversas maneiras conforme afetavam substratos de natureza diferentes. De modo que nas fases glaciais, em função da semiaridez nas latitudes intertropicais, amiúde são registrados depósitos de típicos de pedimentação, enquanto que na interglacial, registra-se o entalhamento da drenagem e processos de coluvionamento (CASSETI, 2005).
Tabela 3 – Ciclos glaciais e interglaciais quaternários.
Época Duração (ka A.P.) Ciclos*
Holoceno presente – 12 Flandriano Interglacial
Pleistoceno
12 – 110 Würm/
Wisconsiniano Glacial (is)
110 – 130 Riss-Würm Interglacial (is)
130 – 200 Riss/ Illinoiano Glacial
200 – 300/380 Mindel-Riss Interglacial (is)
300/380 – 455 Mindel Glacial (is)
455 – 620 Günz-Mindel Interglacial (is)
620 – 680 Günz Glacial
* Os nomes podem variar conforme a localidade.
A água evaporada nas fases glaciais não retornava aos mares, já que as precipitações nas latitudes altas e médias eram acumuladas em forma de neve, aumentando o
4 Durante o Pleistoceno, a duração dos períodos glaciais foi maior do que a dos interglaciais, que ocorreram por
volume das calotas nos polos. A falta de retorno da água ao ciclo foi responsável pela redução do nível marinho, razão por que os processos morfogenéticos erosivos trabalharam em função de um novo nível de base geral (CASSETI, 2005). Nas fases interglaciais, a elevação da temperatura e a consequente fusão dos glaciares, ampliava o nível marinho e afogava áreas retrabalhadas nas fases glácio-eustáticas anteriores.
As fases glácio-eustáticas tiveram maior repercussão no Hemisfério Norte, devido à maior área de terras emersas. Os efeitos das glaciações atingiram a América do Norte (região dos Grandes Lagos) e grande parte do continente europeu. Na Europa são observados depósitos de detritos rochosos glaciais (morainas) típicos de áreas adjacentes às geleiras, que originaram patamares ao longo de vertentes, levando ao reconhecimento de quatro fases glaciais, denominadas de Günz, Mindell, Riss e Würm, esta última sendo a mais recente, intercaladas por fases interglaciais. Em várias partes do mundo desenvolveram-se glaciares alpinos durante as glaciações que, por ocasião de sua descida pelas encostas, entalhou vales em “U”, decorrentes da erosão e atrito com o embasamento. O derretimento do gelo, durante a consequente fase de deglaciação, elevou o nível do mar provocando o afogamento dos fiordes, resultando numa sucessão de pequenas ilhas, como na Terra do Fogo (sul da América do Sul) (CASSETI, 2005).
Mudanças isostáticas acompanharam as glaciações e deglaciações pleistocênicas. Essa é uma consequência direta da pressão e alívio decorrente do congelamento e derretimento do gelo sobre os mares e continentes. Por exemplo, relata-se que na região da Escandinávia, a subsidência acionada pelo acúmulo de gelo refletia na crosta interna, provocando deslocamento de massa, com elevação das áreas periféricas (CASSETI, 2005). Na fase interglacial, assim como na holocênica atual, o alívio de carga no centro da calota, em decorrência da fusão do gelo, acarretou o soerguimento da crosta interna e, conseguintemente, abaixamento da periferia por compensação. Além disso, sofreu afogamento acarretado pela fusão do gelo no pós-würmiano, fenômeno conhecido por Transgressão Flandriana.
Durante o interglacial de Riss-Würm, os invernos europeus evidentemente eram mais úmidos do que as condições atuais. Já no sul dos Alpes, especialmente no final deste interglacial, as temperaturas caíram para condições mais frias e secas (KASPAR et al., 2005). Nessa época, um pulso seco ocorreu na Europa central por 468 anos, quando, por volta de 114 ka A.P., um período glacial tornou a ocorrer (SIROCKO et al., 2005).
Wang et al. (2004) indicaram que períodos mais úmidos no Nordeste tropical do Brasil, nos últimos 210.000 anos, podem ser explicados por um deslocamento da ZCIT. Isso
afetou algumas feições dos campos de dunas costeiras desta região em uma escala de tempo mais curta, de dezenas de milhares de anos, segundo pesquisas de Levin et al. (2009).
Um estudo feito por Pessenda et al. (2010) com isótopos de carbono e registros de carvão em solos indica que, no Pleistoceno tardio, houve expansão de vegetação em partes dos estados do Ceará, Piauí e Paraíba, assim como no final do Holoceno. Entre 18 e 11,8 ka A.P., a vegetação do tipo arbórea dominava o nordeste do Brasil, o que indica um clima úmido. Fragmentos de carvão no solo nesta região indicam que savanas expandiram-se de cerca de 10 ka a 3,2 ka A.P. em função de uma fase climática mais seca. Entre 3,2 e 2 ka A.P., as pesquisas com isótopo de carbono sugerem uma expansão de florestas e o retorno de um período úmido.