Eoceno medio: comienza el enfriamiento

Hace 50 Ma, después del Máximo Térmico del Eoceno Inicial (IETM), la tendencia térmica se invierte y las temperaturas comienzan a bajar. Durante todo lo que resta del Eoceno, en casi toda Europa y Asia, el clima pasa a ser más frío y seco. Empieza a fraguarse la que va a ser, en una escala geológica larga y a partir del Oligoceno, un período nevera (ice-house period), en el que todavía estamos metidos. Es decir, un período en el que en cualquier estación del año va a haber hielo en los polos. Uno de los datos más significativos de esta tendencia es la evolución de la temperatura del fondo del mar, que de unos 12ºC hace 50 millones de años pasa a sólamente 6ºC al final del Eoceno, hace unos 35 millones de años( en la actualidad apenas supera los 2ºC).

el CO2

Se ha solido creer que la causa inicial de esta tendencia al enfriamiento fue la reducción de la concentración de CO2 en la atmósfera que se fue produciendo durante el clima caluroso del Paleoceno y de principios del Eoceno. Un reciente estudio a partir de las alquenonas de los sedimentos marinos determina que la concentración de CO2 era superior a las 1.500 ppm (entre 3 y 5 veces el nivel actual). Luego bajó con altibajos y era ya a mediados del Oligoceno de unas 500 ppm (Pagani, 2005).

También del estudio de la cristalización de diversas variantes de carbonatos de sodio se deduce lo mismo. La precipitación de trona, en vez de nacolita, otra variante del carbonato, indica que hubo una disminución en la concentración de CO2 atmosférico a medida que transcurría el Eoceno (Lowenstein, 2006)

Según esta teoría, el clima cálido anterior terminó porque un gran incremento del plancton oceánico acabó absorbiendo gran parte del CO2 atmósferico. La existencia en numerosos sedimentos marinos de una fuerte acumulación de barita (sulfato de bario), mineral de origen biológico, parece demostrar la gran productividad oceánica de aquel período inicial del Cenozoico (Bains, 2000).

Acompañando el descenso del nivel de CO2, se producirían otros efectos de enfriamiento, como la disminución del vapor de agua o el aumento del albedo debido a la formación de hielo marino.

También es posible que el propio clima cálido, que iría acompañado de más húmedad, acelerara, por meteorización de las rocas silicatadas, la pérdida de CO2 atmosférico. Además, al mismo tiempo, debido a una menor actividad volcánica, disminuyó la intensidad de las emisiones de CO2 a la atmósfera.

el océano

Sin embargo, algunos oceanógrafos creen que más importancia que la pérdida de CO2 debieron tener los cambios en la circulación oceánica ocasionados por movimientos geológicos de gran envergadura, que a su vez provocaron cambios en la circulación atmosférica (Rind, 1992). Una de estas modificaciones importantes en la circulación oceánica contribuyó a la formación del manto de hielo de la Antártida, que hizo aumentar el albedo planetario y contribuyó al enfriamiento global.

referencias:

Bains S et al., 2000, Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback, Nature, 407, 171-174
Lowenstein K. & R. Demicco, 2006, Elevated atmospheric CO2 and its subsequent decline, Science, 313, 1928-
Pagani M. et al., 2005, Marked decline in atmospheric carbon dioxide concentrations during the Paleogene, Science, 309, 600-603
Rind D., 1992, An uplifting experience, Nature, 360, 414-415