El clima cambiante del Mioceno

Mioceno inicial, episodio Mi-1

Toda la primera parte del Mioceno conserva el alto nivel de temperaturas alcanzado justo al final del Oligoceno. Sin embargo, la transición del Oligoceno al Mioceno queda marcada por un corto episodio, llamado Mi-1, de intensa erosión en los continentes, que ocurre hace 23,7 millones de años (ver figura aquí), y que es apreciable a escala general del planeta.

Probablemente un enfriamiento y un aumento de la acumulación de hielo en la Antártida —especialmente en la Antártida Occidental— provocó una brusca bajada del nivel del mar, dejando las plataformas costeras en seco y expuestas a la erosión. Todavía no existían mantos de hielo permanentes en el hemisferio norte, por lo que la fuerte bajada del nivel del mar debió deberse exclusivamente a la expansión del manto austral. Recientes investigaciones en sedimentos del mar de Ross indican que en esa transición entre el Oligoceno y el Mioceno se produjeron una serie de variaciones cíclicas en el volumen de hielo de la Antártida, ligadas a ciclos orbitales semejantes a los descritos por Milankovitch para el Cuaternario (Zachos, 2001; Naish, 2001).

Optimo climático del Mioceno medio

Después de este corto pico inicial de frío las temperaturas se recuperan y se mantienen más altas que las del Oligoceno durante toda la primera mitad del Mioceno. El volumen de los hielos de la Antártida vuelve a disminuir y el mar se eleva. Las latitudes altas del hemisferio norte se calientan gradualmente y el paisaje de tundra de nuevo es sustituído por un paisaje de coníferas. El nuevo máximo de calor se alcanza en el Mioceno medio, entre hace 17 Ma y 14,5 Ma (Mid-Miocene Climatic Optimum). Los fósiles oceánicos y continentales indican que las temperaturas en las latitudes medias eran entonces 6ºC superiores a las actuales.

Mioceno final

La segunda parte del Mioceno, que comienza hace unos 14 Ma, es muy diferente a la primera. El estudio de la ratio Mg/Ca de foraminíferos planctónicos en el suroeste del Pacífico indica un enfriamiento brusco de 6ºC a 7ºC entre hace 14,2 y 13,8 Ma (Shevenell, 2004). Las temperaturas se desploman y, sobre todo, el hielo continental aumenta en la Antártida. Se atribuye este aumento del hielo en la Antártida a períodos de baja inclinación del eje terrestre. Esta baja oblicuidad provocaba menor intensidad en la insolación veraniega y además aumentaba el gradiente entre los polos y los trópicos, lo que motivaba una mayor transferencia meridiana de calor y de humedad hacia la Antártida. Se produjo también una disminución del CO2, según se aprecia en el análisis isotópico del carbono (ratio 12C/13C) de sedimentos marinos. Para algunos autores este momento representa así el paso de un clima “invernadero” al clima “nevera” en el que estamos metidos desde entonces (Holbourn, 2005).

Al final del Mioceno, entre hace unos 7 Ma y 5 Ma, un manto glacial acaba por cubrir, no sólo el continente austral, sino también toda Groenlandia. Otro hecho climático importante, que acompaña este enfriamiento final, es el aumento de la aridez en vastas regiones de Asia y Africa, fenómeno que se agudizará en el Plioceno.

Isotópos del carbono (d13C) de los suelos de los montes Siwalik (sur de Nepal) cuya evolución indica un cambio brusco hace 7,4 Ma, en el enfriamiento de final del Mioceno, que provocó la sustitución de las plantas arbóreas de tipo C3 por hierbas esteparias de tipo C4, más ricas en carbono 13 (fuente: Quade, 1995)

Levantamiento del Tibet

La meseta del Tibet comenzó a levantarse al chocar la placa india con la asiática, hace unos 50 Ma, pero su impulso de ascensión más importante se produce durante el Mioceno (Chung, 1998).

Su elevación media actual es superior a los 5.000 metros y su superficie es de más de 1 millón de kilometros cuadrados. La meseta reúne unas condiciones óptimas para que en sus bordes se produzca una fuerte erosión. Alta, cortada en sus márgenes por abruptas pendientes y cercana al Indico —océano de aguas calientes y proveedor de humedad— sus lluvias son intensas y crean corrientes fluviales fuertemente erosivas. Los grandes ríos que nacen allí —Ganges, Bramaputra, Indo, Yangtze y Mekong— acarrean el 25 % de la materia disuelta que alcanza los océanos del mundo.

La barrera montañosa del Himalaya y sus prolongaciones por el oeste y el este, intensifican las precipitaciones monzónicas en la India y en el sureste asiático, a la vez que impiden el paso de la humedad del Indico (flechas azules) hacia el centro de Asia. En el mapa se representa la cantidad media de lluvia que se recoge entre el 1 de Mayo y el 31 de Octubre. Las isoyetas son las de 250, 750 y 1500 milímetros.El levantamiento principal de las cordilleras y de la meseta del Tibet se produjo en el Mioceno, entre hace 25 y 5 millones de años.

La influencia de la emersión del Tibet sobre el clima global es considerable y sus efectos son varios:

- Disminución del CO2 atmosférico. Gracias al clima húmedo y caluroso de sus vertientes, el Tibet contribuyó a la intensificación de dos procesos importantes de captación del CO2 atmosférico: meteorización de los silicatos y enterramiento de la materia orgánica. Por una parte, un proceso químico de meteorización (weathering), por el cual los minerales silicatados de las rocas, en conjunción con las abundantes lluvias, disuelven el CO2 atmosférico en iones bicarbonato (HCO3—) que los ríos se llevan al mar. En segundo lugar, un proceso físico de erosión y arrastre de enormes cantidades de materia orgánica vegetal (árboles, hierbas y hojarasca), que acaba enterrada y sedimentada en el Golfo de Bengala (Raymo, 1992; Ruddiman, 1997).
Se calcula que estos dos procesos pudieron provocar en unos pocos millones de años una disminución considerable del CO2 contenido en la atmósfera. Según la teoría tradicional, la disminución del CO2 indujo un menor efecto invernadero y un descenso de la temperatura global del planeta.

- Intensificación de las lluvias monzónicas de verano que afectan al sur de Asia debido especialmente al efecto de la ascensión orográfica.

- Intensificación de la aridez en extensas áreas interiores de Asia Central y de China, al actuar de barrera al aire húmedo proveniente del Indico. Además, la elevación del Tibet contribuyó al desarrollo del monzón seco de invierno, que sopla del interior del continente hacia el océano. De esta forma, fomentó la erosión eólica y la sedimentación de espesos estratos de loess en la meseta del río Amarillo en China. Precisamente es la cronología estratigráfica del loess la que indica que el sistema de monzones, semejante al que conocemos actualmente, viene funcionando desde entonces (Zhiseng, 2001; Donghuai, 1998).

- Aumento de las extensiones cubiertas de hielo en la propia meseta y en los Himalayas, lo que hizo aumentar el albedo terrestre. En la actualidad, debido a la aridez de su clima (entre 100 y 600 mm de precipitación anual) sólamente el 4% de la superficie del Tibet está cubierta por hielo. Es probable que en épocas más frías y menos áridas los hielos ocupasen un espacio mayor, pero no se cree que haya estado nunca, ni siquiera durante las glaciaciones cuaternarias, cubierta por un manto glacial, tal y como hasta hace poco se creía. Lo que sí es más posible es que la emersión del Tibet favoreciera un incremento de la nubosidad sobre la región, lo que, de haberse producido, habría contribuído también al enfriamiento.

- Obstaculización de la trayectoria de los vientos del oeste que circundan las latitudes medias, lo que desde entonces aumenta la amplitud de las ondas del flujo de los westerlies y provoca un clima más variable en toda la franja templada del hemisferio norte.

La desecación del Mediterráneo

A comienzos del Terciario, hace uno 60 millones de años, el nivel del mar seguía estando aún por encima del actual e inundaba con aguas someras gran parte de los continentes actuales. El amplio y abierto Mar de Tethys (precursor del Mediterráneo) anegaba vastas extensiones de Europa y del norte de Africa. Europa era un archipiélago de islas, en cuyos mares poco profundos se formaron típicos depósitos de rocas calizas y coralinas.

Durante el Terciario, en los últimos 60 millones de años, el Mar de Tethys se fue estrechando por el este hasta quedar separado del Océano Indico. Así se formó una gran cuenca marina casi separada del océano abierto. Abarcaba en una misma extensión al Mediterráneo, al Mar Negro y al Mar Caspio. Luego, el movimiento orogénico alpino aisló al Negro y al Caspio, que quedaron convertidos en mares interiores.

El Mediterráneo siguió conectado por occidente con el Océano Atlántico. Pero el intercambio de aguas se realizaba, no por el estrecho de Gibraltar, sino por zonas que hoy están emergidas: el corredor bético en el norte (Andalucía), y el corredor del Rif en el sur (Marruecos).

Pero entre hace unos 6 Ma y 5 Ma, en el piso Mesiniense, el Mediterráneo sufrió desecaciones repetidas ya que su conexión con el Atlántico llegó a ser tan restringida que, en ciclos de unos pocos miles de años, se abría y se cerraba por completo sucesivamente. Fueron movimientos geodinámicos en su región occidental los causantes del aislamiento.

El fenómeno pudo también estar ayudado parcialmente por bajadas y subidas glacio-eustáticas del nivel del mar, relacionadas con cambios que se registraban en el volumen acumulado de hielo en la Antártida y en Groenlandia.

También se ha constatado que cambios climáticos debidos a ciclos orbitales, como el de la precesión de los equinoccios, produjeron en esta época en la cuenca mediterránea agudas y duraderas sequías, que influenciaron en los ritmos de desecación y llenado de las pequeñas cuencas en que quedaba dividido y en donde se depositaban espesos sedimentos salinos.

La repercusión climática de la desecación mediterránea debió ser muy importante, no sólo a escala europea, sino también hemisférica. Los espesos sedimentos de sal que se depositaron en algunas zonas del fondo del Mediterráneo modificaron sensiblemente la salinidad de la globalidad de los océanos, que se debió reducir en un 2 por mil, provocando lo que se ha llamado la crisis salina mediterránea o mesiniense (Messinian Salinity Crisis).

La bajada de la salinidad oceánica global debió repercutir en la circulación oceánica, en donde los aportes de aguas saladas del Mediterráneo, por su diferente densidad, juegan un papel específico e importante.

Es también probable que la disminución de la salinidad océanica se hiciese notar en las latitudes altas, y que, al elevarse el punto de congelación del agua marina, la superficie del Artico se congelase con mayor facilidad y los hielos fuesen más abundantes.

Las investigaciones sobre la desecación del Mediterráneo alcanzaron un punto álgido en agosto de 1970, durante las perforaciones que realizaba el buque oceanográfico Glomar Challenger en el Mediterráneo (Hsu, 1983). En los fondos de cuencas marinas que hoy estan cubiertas por una capa de agua de más de 3.000 metros de profundidad, se descubrieron espesos estratos de rocas evaporitas, como yesos y anhidritas, y ciertos fósiles típicos de antiguos lagos sometidos a una fuerte evaporación.

Que el fondo desecado del Mediterráneo estuvo entonces cientos de metros por debajo del nivel superficial actual, parece probarlo también el estudio de los sedimentos de la cuenca del Nilo. El geólogo ruso Chumakov encontró que por debajo de los sedimentos de la cuenca más reciente existían otro tipo de sedimentos, correspondientes a un antiguo y estrecho brazo de mar que se encontraba más de 1.500 metros por debajo del nivel actual. Según Chumakov, a medida que el Mediterráneo se fue desecando, el Nilo fue excavando un profundo valle para ajustar su pendiente al hundimiento progresivo del nivel costero.

Durante cientos de miles de años, el paisaje del fondo del Mediterráneo, casi completamente desecado, debió asemejarse a una región semidesértica, con lagunas diseminadas de aguas salobres, hacia las que fluían los ríos a través de profundos cañones. Durante este período las aguas remanentes eran tan saladas que impedían la vida de la fauna marina. No se sabe con certeza el grado de desecación, pero la acumulación de sedimentos salinos llegó a alcanzar un espesor de hasta 2 y 3 km en algunas zonas. Tales espesores son difíciles de explicar si no es porque se fuesen acumulando en sucesivas invasiones y evaporaciones de aguas saladas oceánicas.

Hoy día, la evaporación completa del actual Mediterráneo, si se cerrase Gibraltar, llevaría unos 1.000 años y en su fondo se formaría un sedimento de sales de 70 metros de espesor. Por lo tanto, para acumular los 2 o 3 km de sedimentos del episodio mesiniense se habrían necesitado 30 o 40 ciclos de llenado y secado de la cuenca.

El Mesiniense finalizó justo en la frontera entre el Mioceno y el Plioceno, hace unos 5,4 millones de años. Entonces otro cataclismo orogénico en el extremo occidental del Mediterráneo volvió a abrir la comunicación con el Atlántico. Esta vez, por Gibraltar. Y desde entonces el Mediterráneo se encuentra en equilibrio gracias al agua superficial que entra desde el Atlántico, que compensa la pérdida por evaporación que sufre la cuenca (mayor que la precipitación y el aporte de los ríos) y también la pérdida de agua muy salada que se escapa al Atlántico en dirección contraria por las profundidades del Estrecho.

referencias:

Chung S.L. et al. 1998, Diachronous uplift of the Tibetan plateau starting 40 Myr ago, Nature, 394, 769-7 ¾73
Donghuai S. et al. 1998, Magnetostratigraphy and paleoclimatic interpretation of a continuous 7.2 Ma Late Cenozoic eolian sediments from the Chinese Loess Plateau, Geophysical Research Letters, 25, 85-88
Holbourn A. et al, 2005, Impacts of orbital forcing and atmospheric carbon dioxide on Miocene ice-sheet expansion, Nature, 438, 483-488
Hsu K., The Mediterranean Was a Desert, Princeton University Press, Princeton, New Jersey, 1983
Naish T. et al., 2001, Orbitally induced oscillations in the East Antarctic ice-sheet at the Oligocene/Miocene boundary, Nature, 413, 719-722
Quade J. et al., 1995, Late Miocene environmental change in Nepal and the northern Indian subcontinent: Stable isotopic evidence from paleosols, Geological Society of America Bulletin, 107,12, 1381–1397
Raymo M.E. & Ruddiman W.F. 1992, Tectonic forcing of late Cenozoic climate, Nature, 359, 117-122
Ruddiman W.F. (ed.) 1997, Tectonic uplift and climate change, Plenum Press
Shevenell A. et al., 2004, Middle Miocene Southern Ocean cooling antarctic cryosphere expansion, Science, 305, 1766-1770
Zachos J. et al., 2001, Climate response to orbital forcing across the Oligocene-Miocene boundary, Science, 292, 274-278
Zhisheng A. et al., 2001, Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya-Tibetan plateau since Late Miocene times, Nature, 411, 62-66