Clima do Mesozoico
Uma estufa de 186 milhões
de anos, com dinossauros na Antártida
Do Triássico ao fim do Cretáceo, a Terra passou quase sem interrupção por um regime de estufa com dióxido de carbono alto, sem calotas polares e oceanos quentes. Esta página reconstrói essa história com base em cinco estudos recentes de paleoclimatologia.
Em 1991, pesquisadores encontraram na Antártida os ossos de um dinossauro carnívoro com uma crista óssea curiosa no crânio. Batizaram a criatura de Cryolophosaurus elliotti. Ela tinha cerca de seis metros de comprimento, vivia há 190 milhões de anos, e habitava uma região que hoje fica coberta de gelo o ano todo.
O motivo está ligado ao clima de todo o Mesozoico. O planeta era radicalmente mais quente do que hoje, não havia calota polar permanente, e as plantas cresciam perto dos polos. Mas esse clima também não foi uniforme: mudou ao longo dos três períodos do Mesozoico conforme a Pangeia se fragmentava, o nível do mar subia, províncias vulcânicas entravam em erupção e a concentração de dióxido de carbono (CO2) oscilava.
Imagem 1 · Curva de temperatura e CO2 do Mesozoico
Imagem 1. Temperatura média global e CO2 ao longo do Mesozoico, reconstruídos por assimilação de dados PhanDA. A curva mostra três padrões claros: Triássico com temperaturas variáveis (19 a 28°C), Jurássico médio com uma janela mais fria (mínimo de 17°C no Batoniano), e Cretáceo com aquecimento progressivo até o pico do Turoniano (~91 Ma, 35°C). O CO2 nunca caiu abaixo de ~600 ppm, mais de 40% acima da concentração atual (~420 ppm). Dados: Judd et al. 2024, Science, via repositório público PhanDA (CC BY).
Tabela 1 · Clima hoje vs. Mesozoico
Dinossauros polares conhecidos
Glacialisaurus hammeri
Antártida, ~190 Ma. Sauropodomorfo herbívoro encontrado na mesma formação que o Cryolophosaurus.
Leaellynasaura amicagraphica
Austrália, ~105 Ma. O continente ficava no polo sul no Cretáceo. Olhos grandes, possivelmente adaptados à escuridão polar.
Imagem 2 · O Mesozoico em quatro fotos
Triássico · 252 a 201 Ma
Pangeia unida, aridez extrema e a aurora dos dinossauros
O Triássico começa 252 milhões de anos atrás, logo após a maior extinção em massa da história da Terra (fim do Permiano). Todos os continentes estavam fundidos em um único supercontinente, a Pangeia, que se estendia do polo norte ao polo sul. O interior desse supercontinente ficava a milhares de quilômetros de qualquer oceano, e por isso era extremamente árido.
Segundo o modelo climático de Landwehrs et al. (2021), publicado em Paleoceanography and Paleoclimatology, a sazonalidade continental no Triássico tardio chegava a ~22°C de diferença entre verão e inverno, quase o dobro do que teria no Cretáceo. As zonas áridas cobriam a maior parte da Pangeia, enquanto os polos tinham clima temperado sem gelo permanente.
O fim do Triássico foi marcado por um evento dramático: a erupção da Província Magmática Atlântica Central (CAMP, sigla em inglês para Central Atlantic Magmatic Province), uma das maiores provincias vulcânicas já registradas. Shen et al. (2022), em estudo na Nature Communications, reconstruíram esse episódio a partir de perfis geoquímicos e simulações numéricas. O vulcanismo da CAMP lançou carbono isotopicamente leve na atmosfera, elevando o CO2 de ~2.000 ppm para picos estimados entre 4.000 e 5.000 ppm em menos de 500 mil anos. O sistema levou entre 1 e 3 milhões de anos para voltar ao nível pré-erupção, via intemperismo de silicatos.
Esse evento matou de 40% a 50% das espécies marinhas e reestruturou completamente os ecossistemas terrestres. Do lado vencedor, os dinossauros, que haviam surgido no Triássico médio mas viviam restritos a nichos menores, herdaram o planeta. A radiação jurássica deles é consequência direta desse reset climático.
Jurássico · 201 a 145 Ma
Pangeia se racha, o clima úmido expande, dinossauros chegam aos polos
O Jurássico herda um mundo mais fragmentado. A Pangeia começa a se partir ao longo de grandes riftes, o futuro Atlântico abre entre África e América do Norte, e novos oceanos rasos cobrem áreas que antes eram desérticas. O resultado climático foi uma queda gradual na aridez continental e um clima mais úmido em média.
O modelo de Landwehrs et al. (2021), que simulou o clima mesozoico em 40 fatias temporais de 5 em 5 milhões de anos, identifica uma tendência clara no Jurássico: a sazonalidade continental cai de ~22°C para ~15°C entre o Triássico tardio e o Cretáceo tardio, puxada justamente por essa fragmentação da Pangeia. Mais oceano, menos interior continental seco.
A curva PhanDA de Judd et al. (2024) mostra que o Jurássico foi, em média, o período mais frio do Mesozoico, com um mínimo de 17°C no Batoniano (~166 Ma), cerca de 2°C acima da média global atual. Mas mesmo essa janela "fria" ainda era um planeta sem gelo permanente: os polos tinham florestas temperadas, e foi exatamente nesse cenário que o Cryolophosaurus viveu na Antártida, ~190 Ma, junto com o sauropodomorfo herbívoro Glacialisaurus hammeri.
O que tornava a Antártida jurássica habitável não era uma temperatura tropical, era a combinação de três fatores: CO2 entre 700 e 1.100 ppm mantendo um efeito estufa intenso, ausência de albedo polar (sem gelo para refletir a luz solar), e conexão continental com a América do Sul e a Austrália via Gondwana. O desafio real de viver em alta latitude não era o frio, era a escuridão de meses no inverno polar.
Cretáceo · 145 a 66 Ma
A estufa máxima e o pico térmico do Turoniano
O Cretáceo é o período mais quente do Mesozoico e um dos climas mais extremos já reconstruídos. A curva PhanDA de Judd et al. (2024) registra um pico de 35°C de temperatura média global no Turoniano (~91 Ma), mais do que o dobro da média atual de ~15°C. Esse intervalo ficou conhecido como "supergreenhouse", quando os oceanos tropicais passaram dos 35°C e a Antártida chegou a ter florestas temperadas perto da costa.
Mas o período não foi uniformemente quente. Hay e Floegel (2012), em revisão publicada na Earth-Science Reviews, reconstruíram seis fatias temporais do Cretáceo a partir da base de indicadores climáticos de Chumakov et al. (1995), que mapeia cinturões climáticos globais a partir da distribuição mundial de carvões, evaporitos, bauxitas, calcáreos, dropstones glaciais e fósseis-guia. As seis fatias a seguir documentam a transição entre um Cretáceo inferior ainda relativamente fresco, o pico térmico do Cretáceo médio e o resfriamento final rumo à extinção K-Pg.
Imagem 4 · As seis fatias climáticas do Cretáceo
Como ler os mapas · Cinturões climáticos de Chumakov
As letras nos mapas marcam os cinturões; essa legenda vale para todas as fatias do carrossel acima. Siglas em inglês: N/S = Northern/Southern, H/M = High/Mid, T/W = Temperate/Warm, A = Arid, E = Equatorial, H = Humid.
Berriasiano · ~145 a 140 Ma
O Berriasiano abre o Cretáceo já em um regime climaticamente moderado para os padrões mesozoicos. A curva PhanDA coloca a temperatura média global em torno de 23 a 25°C, bem abaixo do pico do Turoniano. Dados de dropstones glaciais no alto Jurássico e Cretáceo basal (Frakes e Francis 1988; Price 1999) apontam para gelo marinho sazonal em altas latitudes de ambos os hemisférios, embora sem calotas continentais espessas. O CO2 atmosférico oscilava entre 600 e 1.100 ppm, faixa intermediária para o período.
No mapa de Hay e Floegel (2012), o Tethys é a grande feição climática: um oceano equatorial largo separando Laurásia ao norte e Gondwana ao sul, com cinturão equatorial úmido (EH) expressivo sobre a África e a América do Sul. O Atlântico Sul ainda não existia como oceano aberto. Os continentes do hemisfério norte já mostram um cinturão temperado amplo (NHT), indicando que a criosfera ainda não dominava, mesmo com temperaturas menores do que o pico cretáceo adiante.
Destaque
O Cretáceo começa já quente por padrões atuais, mas frio pelos padrões mesozoicos que virão. Cinturões temperados amplos em ambos os polos; nenhum sinal de zona tropical hot humid ainda.
Aptiano · ~121 a 113 Ma
O Aptiano marca a virada do Cretáceo rumo ao regime de estufa extremo. O Evento Anóxico Oceânico 1a (OAE1a, Selli Event, ~120 Ma) é o sinal mais dramático: um episódio de deposição global de folhelhos negros ricos em matéria orgânica, associado a um salto isotópico negativo de carbono que indica injeção massiva de CO2 vulcânico na atmosfera. A origem foi a formação do platô oceânico Ontong-Java no Pacífico, uma das maiores grandes províncias ígneas da história da Terra (Larson 1991; Tejada et al. 2009). As temperaturas oceânicas superficiais tropicais sobem para 30 a 33°C e o CO2 atingiu picos estimados entre 1.500 e 2.000 ppm.
No mapa de Hay e Floegel, o cinturão árido quente do hemisfério sul (SHA) começa a se expandir sobre o que hoje é o interior da África e da América do Sul, consequência do afastamento latitudinal desses continentes do equador à medida que Gondwana se fragmenta. O Atlântico Sul ainda é um rifte estreito, acumulando evaporitos espessos (os depósitos salinos do pré-sal brasileiro datam desse intervalo). O TEH continua equatorial, mas agora mais estreito, comprimido entre as zonas áridas que avançam.
O que mudou em relação ao Berriasiano
Os cinturões áridos (SHA, NHA) começam a expandir e empurram os temperados para latitudes mais altas. O Atlântico Sul se abre como rifte estreito e acumula evaporitos (pré-sal brasileiro). A zona tropical hot humid (rosa) aparece pela primeira vez sobre a África equatorial.
Albiano · ~113 a 100,5 Ma
O Albiano é o andar mais longo do Cretáceo e um dos mais quentes do Mesozoico inteiro. As temperaturas tropicais marinhas passam consistentemente dos 32°C (Huber et al. 2002; Norris et al. 2002) e as águas de fundo dos oceanos polares ficam perto de 15°C, contra cerca de 2°C hoje. Hay e Floegel (2012) argumentam que no Albiano tropical as temperaturas continentais diurnas chegavam a ultrapassar 42°C por longos períodos, o que inibiria a atividade da Rubisco (enzima-chave da fotossíntese), limitando a produção primária em boa parte do cinturão equatorial.
É justamente nesse intervalo que o Leaellynasaura amicagraphica vivia no sul da Austrália (~105 Ma), então fundida à Antártida em latitude paleogeográfica próxima de 75°S. O planeta sem calota polar permanente, com gradiente térmico equador-polo reduzido a ~17°C, permitia florestas temperadas densas em altas latitudes, ainda que com meses de escuridão polar. O mapa mostra o cinturão EH equatorial ainda mais comprimido, com grande NMW árido sobre a África norte-equatorial e a Ásia central, e com o cinturão NHT do hemisfério norte deslocado para latitudes mais altas do que hoje.
O que mudou em relação ao Aptiano
A zona tropical hot (rosa) se consolida e aparece sobre América do Sul. Os cinturões áridos atingem a máxima extensão do Cretáceo. O NHT norte é empurrado para latitudes muito altas. É o cenário dos dinossauros polares australianos (Leaellynasaura) em paleolatitude ~75°S.
Cenomaniano · ~100,5 a 93,9 Ma
O Cenomaniano é o andar que leva ao pico térmico do Cretáceo. A transição Cenomaniano-Turoniano (~94 Ma) coincide com o Evento Anóxico Oceânico 2 (OAE2, Bonarelli Event), quando cerca de 30% do carbono orgânico mundialmente foi soterrado em sedimentos marinhos em menos de 500 mil anos (Schlanger e Jenkyns 1976; Jenkyns 2010). Temperaturas da superfície marinha em águas tropicais chegam a 36°C no pico, segundo isótopos de TEX86 em sedimentos africanos e sul-americanos (Forster et al. 2007; Bice et al. 2006). O nível do mar eustático está cerca de 200 metros acima do atual, inundando boa parte da América do Norte com o Western Interior Seaway.
No mapa de Hay e Floegel (Fig. 5 do artigo), o cinturão equatorial hot (EH) quase desaparece, substituído por uma zona tropical ampla (pink/rosa no paper original) que Hay interpreta como um regime onde as temperaturas diurnas eram tão altas que a inibição da Rubisco teria suprimido a fotossíntese de plantas C3. O cinturão SHA expande ainda mais sobre a África, e as zonas temperadas (NHT, SHT) se retraem aos polos. O Atlântico Sul já é um oceano aberto conectado ao Atlântico Central, permitindo circulação meridional que transporta calor do equador aos polos.
O que mudou em relação ao Albiano
A zona equatorial úmida (EH) quase desaparece, substituída pela zona tropical hot humid (rosa). Hay e Floegel interpretam como sinal de temperaturas diurnas >42°C suprimindo a fotossíntese C3. Setup direto para o OAE2 e o pico do Turoniano logo à frente.
Santoniano · ~86,3 a 83,6 Ma
O Santoniano marca o início da descida rumo ao resfriamento final do Cretáceo. O pico térmico do Turoniano (~91 Ma) ficou para trás e as temperaturas oceânicas tropicais começam a cair, passando de 36°C no Cenomaniano-Turoniano para cerca de 30 a 32°C no Santoniano (Huber et al. 2018). O CO2 atmosférico também declina, saindo da faixa de 1.500 a 2.000 ppm para algo entre 800 e 1.200 ppm. Esse resfriamento gradual parece ter sido puxado pela combinação de intemperismo silicático aumentado (mais continentes expostos à medida que o nível do mar cai) e menor atividade vulcânica em grande escala após o fim das grandes províncias ígneas do Cretáceo médio.
O mapa de Hay e Floegel mostra a recomposição do cinturão equatorial EH (verde claro), agora mais contínuo entre os continentes. O cinturão NHA árido do hemisfério norte permanece forte sobre o norte da África e o Oriente Médio, mas as zonas temperadas NHT e SHT começam a crescer ligeiramente, indicando que o gradiente térmico equador-polo volta a se acentuar. Os continentes já estão em posições muito próximas das atuais, e o Atlântico Norte já é um oceano amplo com conexão com o Ártico.
O que mudou em relação ao Cenomaniano
A zona EH equatorial úmida volta a ocupar a faixa tropical (rosa retrocede). Os temperados NHT e SHT começam a crescer de novo; o gradiente térmico equador-polo volta a se acentuar. Oceano tropical cai de ~36°C para ~30-32°C.
Maastrichtiano · ~72 a 66 Ma
O Maastrichtiano é o último andar do Cretáceo e do Mesozoico. As temperaturas continuam caindo: os oceanos tropicais ficam na faixa de 28 a 30°C e os oceanos de fundo chegam a 10°C, rumo ao planeta mais frio do Cenozoico inicial. O CO2 estimado é de ~500 a 800 ppm, ainda bem acima dos 420 ppm de hoje, mas o mais baixo do Cretáceo. A Antártida desenvolve gelo marinho sazonal, embora sem calotas espessas, e dinossauros polares como o Edmontosaurus annectens no norte do Alasca (Prince Creek Formation, ~69 Ma) precisavam tolerar invernos com temperaturas próximas de zero e meses de escuridão contínua.
No mapa, o Polo Sul mostra a primeira zona "A" (provavelmente Antártico, segundo Hay e Floegel, que interpretaram a inicial A do manuscrito original de Chumakov), indicando clima frio continental. No Polo Norte, o cinturão NHT é o mais extenso desde o início do Cretáceo, cobrindo Alasca, Sibéria, norte da América e Escandinávia em latitudes paleogeográficas acima de 70°N. O vulcanismo dos Deccan Traps começa no final do andar (~66,25 Ma), injetando CO2 e aerossóis em pulsos irregulares que interagem com o impacto de Chicxulub ocorrido em 66,043 Ma, encerrando a era dos dinossauros não-avianos.
O que mudou em relação ao Santoniano
Aparece pela primeira vez no Cretáceo uma zona "A" sobre o polo sul, climaticamente antártica. O NHT norte cobre Alasca, Sibéria e Escandinávia em paleolatitude >70°N. A atmosfera já está em ~500-800 ppm de CO2, o mais baixo do período. É o cenário do Edmontosaurus sobrevivendo invernos ártico-polares no Alasca.
A sequência das seis fatias mostra um Cretáceo com trajetória clara: aquecimento progressivo do Berriasiano ao Turoniano, pico de estufa no Cenomaniano-Turoniano, resfriamento gradual depois. O cinturão árido do hemisfério sul expande e depois retrai à medida que Gondwana se fragmenta, e as zonas temperadas polares migram para latitudes maiores no começo do período e voltam a se expandir no final. Durante todo o tempo, entretanto, o planeta permaneceu acima do limiar de glaciação continental, sustentando florestas nos dois círculos polares e uma fauna de dinossauros adaptada a altas latitudes.
O Mesozoico no contexto de 540 milhões de anos
Zoom para fora: o Mesozoico foi apenas um de vários modos climáticos do Fanerozoico (últimos 540 milhões de anos). A figura abaixo combina duas bases independentes: proxies de temperatura por isótopos de oxigênio (Prokoph et al. 2008, 6.680 medições) e proxies de CO2 atmosférico compilados por Royer. Ela mostra o fio condutor que conecta Triássico, Jurássico e Cretáceo a todo o Paleozoico e Cenozoico.
Uma consequência direta desse regime de estufa foi a redução drástica do gradiente térmico entre equador e polo. No planeta de hoje, a diferença é de cerca de 30°C. No Cretáceo médio, caiu para ~17°C, com temperaturas polares de ~5 a 10°C no verão. Essa é a razão termodinâmica pela qual dinossauros podiam viver em alta latitude.
Dentro do próprio Mesozoico, Scotese et al. (2021) dividem a história em intervalos alternados de "estufa quente" (hothouse) e "resfriamento" (cool interval). O diagrama abaixo dá nome às principais fases: a Estufa Triássica, o Intervalo Frio do Jurássico Inferior, o Intervalo Frio do Jurássico Tardio e Cretáceo Inferior, e a Estufa do Cretáceo Médio com o Máximo Térmico Cenomaniano-Turoniano.
Por que o Mesozoico era tão quente?
- CO2 sempre alto. A concentração atmosférica oscilou entre ~620 e ~1.265 ppm durante todo o Mesozoico, contra ~420 ppm hoje. Vulcanismo constante (CAMP no T-J, Kerguelen e Ontong Java no Cretáceo) abastecia a atmosfera mais rápido do que o intemperismo conseguia sequestrar.
- Oceanos rasos e quentes. O nível do mar no Cretáceo ficou ~200 m acima do atual, inundando grandes porções dos continentes. Mais oceano raso significa mais evaporação, mais vapor d'água na atmosfera e mais retenção de calor. O corredor epicontinental que cortava a América do Norte em dois existiu por causa desse nível do mar.
- Sem feedback de gelo. Hoje, calotas polares refletem parte da radiação solar de volta para o espaço (efeito albedo), resfriando o planeta. No Mesozoico, sem gelo permanente, esse mecanismo não existia. Qualquer aquecimento era amplificado, e o sistema climático ficava travado no modo quente.
- Pangeia unida no início. No Triássico, a Pangeia formava um supercontinente único, com interior continental extremo e sazonalidade de mais de 40°C entre verão e inverno. Conforme os oceanos se abriram ao longo do Jurássico e Cretáceo, a sazonalidade caiu, o transporte de calor dos trópicos para os polos ficou mais eficiente e o clima continental em altas latitudes se tornou mais habitável para grandes vertebrados terrestres.
Voltando ao Cryolophosaurus
Com tudo isso reunido, a pergunta inicial tem resposta clara. O Cryolophosaurus vivia na Antártida há 190 milhões de anos porque naquele momento o planeta estava em regime de estufa, com CO2 atmosférico entre 800 e 1.100 ppm, sem calota polar permanente, com gradiente térmico polo a equador reduzido pela metade em relação ao de hoje, e com o continente ainda conectado a Gondwana via América do Sul e Austrália.
O desafio real para ele não era o frio, que era tolerável, era a escuridão de vários meses no inverno polar. Assim como alguns pássaros migratórios de hoje, dinossauros polares provavelmente se deslocavam ou acumulavam reservas. E quando o Mesozoico acabou, 66 milhões de anos atrás, foi principalmente porque o CO2 caiu rápido demais, o feedback de gelo polar começou a operar, e os dinossauros não-avianos não tiveram como se adaptar. Os avianos, que chamamos hoje de aves, tiveram.
Referências
- Judd, E. J., Tierney, J. E., Lunt, D. J., Montañez, I. P., Wing, S. L., et al. (2024). A 485-million-year history of Earth's surface temperature. Science, 385(6715). DOI: 10.1126/science.adk3705.
- Scotese, C. R., Song, H., Mills, B. J. W., van der Meer, D. G. (2021). Phanerozoic paleotemperatures: The Earth's changing climate during the last 540 million years. Earth-Science Reviews, 215, 103503. DOI: 10.1016/j.earscirev.2021.103503.
- Landwehrs, J., Feulner, G., Petri, S., Sames, B., Wagreich, M. (2021). Investigating Mesozoic climate trends and sensitivities with a large ensemble of climate model simulations. Paleoceanography and Paleoclimatology, 36. DOI: 10.1029/2020PA004134.
- Shen, J., Yin, R., Zhang, S., Algeo, T. J., Bottjer, D. J., et al. (2022). Intensified continental chemical weathering and carbon-cycle perturbations linked to volcanism during the Triassic–Jurassic transition. Nature Communications, 13, 299. DOI: 10.1038/s41467-022-27965-x.
- Hay, W. W., Floegel, S. (2012). New thoughts about the Cretaceous climate and oceans. Earth-Science Reviews, 115, 262-272. DOI: 10.1016/j.earscirev.2012.09.008.
- Chumakov, N. M., Zharkov, M. A., Herman, A. B., Doludenko, M. P., Kalandadze, N. N., et al. (1995). Climatic belts of the mid-Cretaceous time. Stratigraphy and Geological Correlation, 3(3), 241-260.
- Prokoph, A., Shields, G. A., Veizer, J. (2008). Compilation and time-series analysis of a marine carbonate δ18O, δ13C, 87Sr/86Sr and δ34S database through Earth history. Earth-Science Reviews, 87, 113-133. DOI: 10.1016/j.earscirev.2007.12.003.
- Davis, W. J. (2017). The Relationship between Atmospheric Carbon Dioxide Concentration and Global Temperature for the Last 425 Million Years. Climate, 5(4), 76. DOI: 10.3390/cli5040076. Utilizado apenas como fonte da visualização combinada de proxies; a interpretação do autor sobre descorrelação entre CO2 e temperatura é contrária ao consenso paleoclimatológico e não é adotada aqui.