Oligoceno: el hielo recubre la Antártida
Tras el prolongado y suave enfriamiento de la segunda parte del Eoceno, al inicio del Oligoceno, hace unos 34 Ma, se produjo un bajón de las temperaturas, en un episodio brusco denominado Oi-1. En la Tierra acababa así un período invernadero y comenzaba un período nevera (“ice house period”) en el que desde entonces hay hielo permanente en alguno de los dos polos.En algunas zonas continentales la temperatura media bajó hasta 8ºC (Zanazzi, 2007). La temperatura del agua del fondo del mar decendió por debajo de los 3ºC. Como consecuencia del frío se produce una fuerte extinción de especies marinas (Ivany, 2000).
En los continentes, muchas zonas de bosque boreal se transforman en áreas de tundra, y más al sur, paisajes boscosos pasan a ser paisajes esteparios. Los restos paleontológicos euroasiáticos señalan grandes cambios faunísticos, con migraciones de animales y extinciones en masa (Meng & McKenna, 1998). Probablemente el enfriamiento global hizo disminuir la humedad ambiental y llevó a la aridificación de gran parte del norte de Asia (Dupont-Nivet, 2007)
Otra señal más compleja, como la profundización brusca del nivel de disolución oceánica de las calizas (CCD), indica también una abrupta variación hace 34 millones de años en el ciclo del carbono, ligada a la acumulación de hielo en los continentes. La explicación consiste en que la bajada del nivel del mar hace que disminuya la sedimentación de carbonatos en los mares someros costeros, cuyos fondos han quedado emergidos, y que aumente la masa de carbonatos que descienden hacia las profundidades en los océanos abiertos. Esto último hace que la lisoclina, o nivel de disolución de las calizas, quede en poco tiempo mil metros más abajo, tal y como muestran análisis geógicos del fondo de los mares (Coxall, 2004; Tripati, 2005).
hielo en la Antártida
El enfriamiento global estuvo ligado a la primera gran acumulación de hielo en la Antártida, que ocurrió inicialmente en su mitad oriental, ya que su mitad occidental estaba todavía en gran parte sumergida.En este intervalo de transición, Oi-1, el aumento del oxígeno 18 de las aguas marinas (que queda constatado en el estudio de los foraminíferos bénticos) es prueba de la acumulación de hielo en el continente y de la disminución del nivel y del volumen del agua marina.
Un cambio en la circulación oceánica fue probablemente determinante, aunque no todos están de acuerdo (Bowen, 2007). La Antártida, a pesar de haber estado centrada en el Polo Sur desde principios del Cretácico, se había mantenido hasta entonces libre de hielo, pero cuando se aisló de Sudamérica y de Australia quedó rodeada por una corriente marina fría. El aislamiento definitivo del continente austral se produjo tras la apertura del estrecho de Drake, que lo separó de Sudamérica, y tras la apertura del mar al sur de Tasmania, que lo separó de Australia (Exon, 2002; Sher, 2006). Entonces, se formó la corriente fría circumpolar antártica que comenzó a poner trabas a que llegase hasta allí la influencia térmica moderadora de las aguas de las latitudes medias y tropicales. Estó ayudó a que se formase una extensa banquisa invernal de hielo marino y posteriormente a que comenzase a acumularse hielo en el continente.
La Antártida permaneció libre de hielo hasta hace unos 35 millones de años, en el Oligoceno. Hasta entonces quedaba casi unida a América del Sur y a Australia por mares muy someros. Las corrientes cálidas que llegaban desde latitudes tropicales mantenían templadas sus costas. Después, la Antártida quedó aislada y rodeada por una corriente circumpolar fría como ocurre en el presente.
De todas formas, quizás el origen del enfriamiento de las aguas cercanas a la Antártida es más complejo.
Según otra teoría, antes del enfriamiento del Oligoceno, no eran corrientes superficiales cálidas venidas del norte las que habían mantenido el calor en la costa de la Antártida, sino el afloramiento costero de una masa de agua, salada y templada, que también llegaba desde las zonas tropicales, pero por las profundidades. Esta masa de agua profunda tenía su origen en las plataformas costeras del gran mar tropical de Tethys. Allí, debido a la fuerte evaporación, las aguas superficiales se salinizaban, se hacían más densas y se hundían, comenzando un recorrido por las profundidades oceánicas que llegaba hasta latitudes muy meridionales, hasta aflorar en las proximidades de la Antártida.Pero a principios del Oligoceno el juego de la tectónica de placas en el margen meridional del mar de Tethys fue estrechando la separación entre Africa y Eurasia, y reduciendo poco a poco la extensión de las plataformas costeras. En consecuencia fue menguando el caudal de la masa de agua que se hundía allí y que luego emergía en latitudes australes (Robert, 1992).
Sea cual sea el origen de su formación, el aumento del hielo en la Antártida no ha sido lineal sino que es muy posible, que a lo largo de estos últimos 30 o 40 millones de años haya sufrido avances y retrocesos, especialmente en las cuencas glaciares de su parte occidental. En efecto, la base del hielo en esta parte occidental de la Antártida está en muchos sitios a un nivel más bajo que el nivel del mar, lo que habrá podido facilitar deshielos temporales de esa región. De hecho en esta zona occidental de la Antártida se han encontrado en los sedimentos del fondo, bajo la base del manto actual de hielo, fósiles de diatomeas que debieron vivir en aguas abiertas, libres de hielo, correspondientes probablemente a intervalos más calidos que el actual (Scherer, 1998).
Otra indicación del posible deshielo temporal del occidente de la Antártida y de que la zona pudo estar cubierta por el mar durante algunas épocas de los últimos millones de años, es la aparición, en los sedimentos que yacen debajo del manto de hielo, de un isótopo del Berilio, el Be10, que los rayos cósmicos producen en la atmósfera al chocar con el aire y que luego es absorbido por partículas marinas superficiales que se sedimentan con él. De haber existido una capa de hielo perenne desde su inicio en el Oligoceno, el Be10 no habría podido llegar nunca al fondo y sedimentarse.
azufre volcánico
Otros factores que se han barajado para explicar el enfriamiento del Oligoceno son la disminución del CO2 que fue ocurriendo a lo largo del Cenozoico por causas poco claras (DeConto & Pollard, 2003) y la actividad volcánica.
Según la teoría volcánica, hace unos 30 millones de años, en las tierras fronterizas de Somalia y Etiopía, en el cuerno de Africa, enormes coladas de basalto cubrieron una superficie de una extensión semejante a la de España (500.000 km2) con un espesor de hasta 2.000 metros de lava en algunos lugares. Tales episodios, que debieron durar con intermitencias casi 1 millón de años, arrojaron enormes cantidades de SO2 a la Atmósfera y coincidieron con un recrudecimiento del frío, el avance de la glaciación de la Antártida, la mayor bajada del nivel del mar durante el Cenozoico y la extinción de numerosas y significativas especies (Hofmann, 1997).
calentamiento final
La curva isotópica del oxígeno de los foraminíferos muestra que el Oligoceno acaba de todas formas con un evento de calentamiento (Late Oligocene Warming Event), hace unos 25 millones de años, que conllevó probablemente un cierto deshielo y una subida del nivel del mar con transgresiones marinas asociadas.
referencias:
Bowen G. 2007, Paleoclimate: Whenthe world turned cold, Nature, 445, 607
Coxall H. et al., 2004, Rapid stepwise onset of Antarctic glaciation and deeper calcite compensation in the Pacific Ocean, Nature, 433, 53-57
DeConto R. & D. Pollard, 2003, Rapid Cenozoic glaciation of Antarctica induced by declining atmospheric CO2, Nature, 421, 245-248
Dupont-Nive G. et al. 2007, Tibetan plateau aridification linked to global cooling at the Eocene-Oligocene transition, Nature, 445, 635-639
Exon N. et al., 2002, Drilling reveals climatic consequences of tasmanian gateway opening, EOS, 83,23, 253-259
Hofmann C. et al. 1997, Timing of the Ethiopian flood basalt event and implications for plume birth and global change, Nature, 389, 838
Ivany L. et al., 2000, Cooler winters as a possible cause af mass extinctions at the Eocene/Oligocene boundary, Nature, 407, 887-890
Meng J. & McKenna M. 1998, Faunal turnovers of Palaeogene mammals from the Mongolian Plateau, Nature, 394, 364-367
Robert C. y Chamley H. 1992, Late Eocene-early Oligocene evolution of climate and marine circulation : deep sea clay mineral evidence, in The Antarctic Paleoenvironment: a perspective on global change, part one, ed. AGU, 97-117
Sher H. & E. Martin, 2006, Timing and cimatic consequences of the opening of Drake Passage, Science, 312, 428-430
Scherer R.P. et al., 1998, Pleistocene collapse of the West Antarctic Ice Sheet. Science. 281(373), 82-85.
Tripati A. & H. Elderfield, 2005, Deep-sea temperature and circulation changes at the Paleocene-Eocene thermal maximum, Science, 308, 1894-1898
Zanazzi A. et al., 2007, Large temperature drop across the Eocene-Oligcene transition in central North America, Nature, 445, 639-643