El clima cálido del Plioceno y la transición al Cuaternario
El Terciario acaba en el período Plioceno, que transcurre entre hace 5,4 y 2,5 millones de años (o bien 1,6 millones de años en la datación tradicional). El clima del Plioceno fue en su mayor parte mucho más cálido que el actual. Así lo indican tanto los estudios de pólenes y de fósiles de animales terrestres, como el análisis de los conjuntos de foraminíferos marinos.
Al inicio del Plioceno, entre hace 5 Ma y 4 Ma, se frenó el enfriamiento que había venido ocurriendo en la segunda parte del Mioceno. Se invirtió la tendencia térmica y ya en el Plioceno Medio, durante el intervalo comprendido entre hace 4 Ma y 3 Ma, la temperatura global media era posiblemente unos 3ºC superior a la actual (Dowsett, 1999). Se ha denominado "Optimo Climático del Plioceno Medio" al intervalo específico de 300.000 años que va desde hace 3,3 Ma hasta hace 3 Ma.El estudio de atolones coralinos y de terrazas costeras indica que el nivel de los mares se elevaba entonces unos treinta metros por encima de la cota actual, debido al menor volumen de hielo acumulado en la Antártida y en Groenlandia.
Todos los veranos, la banquisa del Océano Glacial Artico se descongelaba por completo. Bosques de coníferas crecían incluso en la costa norte de Groenlandia, en donde se han encontrado restos fósiles de árboles de aquella época (Bennike, 2006). El estudio de la distribución de las diatomeas fósiles depositadas en el fondo indica también que la banquisa invernal de la Antártida era también allí bastante menos extensa que la actual.
El clima en el Mediterráneo era más cálido, con 5ºC de temperatura invernal por encima de la actual, y con una precipitación media anual entre 400 y 1000 mm mayor que la de hoy (Haywood, 2000).
Plioceno Medio, hace 3 millones de años, poco antes del enfriamiento que daría entrada al Cuaternario. En los mapas se indican las probables diferencias de temperatura del agua de la superficie marina con respecto al presente (ºC) en los meses de Agosto y Febrero (fuente Dossett).
No se conocen bien los motivos de este clima muy cálido de mediados del Plioceno, si bien se cree que estaba sostenido por una robusta circulación oceánica en el Pacífico y en el Atlántico, tanto superficial como profunda.
En el Pacífico tropical, los estudios de foraminíferos a uno y otro lado del océano indican resultados contradictorios. Para algunos, paradójicamente, la situación prevalente en este período cálido era la de la Niña, con alisios muy fuertes y afloramiento intenso de aguas frías en la región oriental (Rickaby, 2005). Pero para otros, y esta es la teoría que ahora parece más cierta según los datos termométricos revelados por las alquenonas, ocurría lo contrario: se daba una condición casi permanente del Niño, con pocas diferencias térmicas entre el oeste y el este del océano tropical (Wara, 2005) (Fedorov, 2006).
En la actualidad el agua de la zona occidental asiática del Pacífico Ecuatorial tiene una temperatura media superficial de unos 29ºC, pero en la zona oriental americana, la temperatura media es de tan sólo 23ºC, debido al afloramiento en superficie de aguas profundas venidas de las profundidades (upwelling). Al parecer, durante el Plioceno, una capa superficial de agua cálida en esta parte oriental del Pacífico Ecuatorial impedía el afloramiento de aguas frías. Se daba por lo tanto una situación permanente semejante a la que hoy tenemos de forma esporádica cuando ocurre el fenómeno del Niño (Lawrence, 2006).
3. Enfriamiento final y transición al Cuaternario
Tras este intervalo muy cálido del Plioceno Medio se produjo el último empuje del frío.
Durante cortos y sucesivos períodos fríos empezó a acumularse hielo en el norte de América y de Europa, y los icebergs hacían acto de presencia en el norte del Atlántico. La variabilidad del clima se agudizó, propiciada por los ciclos astronómicos de Milankovitch, y en especial por el ciclo de variación de la oblicuidad del eje, de 41.000 años de duración.
Para la formación de los mantos de hielo sobre Norteamérica y Eurasia se necesitaba que las nieves que caían durante el invierno fuesen muy intensas. La corriente del Golfo, reforzada por el cirerre del istmo de Panamá, pudo venir en ayuda de esto último. El calor de las aguas incrementó la evaporación invernal y la humedad atmosférica necesaria para que las precipitaciones de nieve fuesen abundantes en Canadá y Escandinavia. Además, en invierno, en el norte del Atlántico, el contraste de temperatura entre la masa de aire atlántica —más cálida, gracias a la corriente del Golfo— y la masa de aire muy frío que salía del continente intensificó la ciclogénesis. Los intensos temporales producían fuertes nevadas tanto en el nordeste de Canadá y de Estados Unidos, como en Escandinavia. La abundante acumulación de nieve resistía el deshielo estival y cuando las condiciones astronómicas eran favorables crecían y avanzaban los mantos glaciales.
Una nueva teoría oceanográfica alternativa explica que la acumulación de hielo continental en Norteamérica fue posible gracias a que las aguas subárticas del Pacífico atravesaron entonces períodos de marcada diferencia estacional de temperaturas, muy frías en invierno y muy cálidas en verano. Así, durante el final del verano y el otoño, el calor de las aguas y la evaporación intensa facilitarían fuertes nevadas y la formación de mantos de hielo en el noroeste del continente americano (Haug, 2005).
Recientemente se ha publicado la hipótesis de que el enfriamiento global comenzó cuando empezó a fallar la situación permanente de El Niño que había dominado durante la época anterior en el Pacífico Tropical. Esto habría ocurrido cuando el nivel que separa las aguas cálidas superficiales de las frías profundas (la termoclina) se elevó, adelgazándose en el este del Pacífico la capa de aguas cálidas y permitiendo el afloramiento de aguas frías más profundas, tal y como ocurre actualmente en una situación normal sin Niño. El enfriamiento de las aguas océanicas profundas de todos los océanos vendría determinado a su vez por una mayor producción de agua fría profunda en el Atlántico Norte, acelerada por una circulación termohalina más intensa (Fedorov, 2006).
La gran modificación de las corrientes oceánicas que culminó a finales del Plioceno consistió en el cierre total de la comunicación que existía entre el Atlántico y el Pacífico por América Central. El cierre del paso fue un proceso gradual que comenzó hace 13 millones de años y que probablemente se terminó hace 4 millones de años, cuando la sutura entre las dos Américas, norte y sur, permitió la emigración de mamíferos terrestres en ambos sentidos.
La explicación geológica es que la placa tectónica del Caribe, al avanzar hacia el este, creó el istmo de Panamá y juntó las dos Américas. El cierre tuvo una inmediata repercusión oceánica y modificó probablemente el clima del Atlántico Norte al desvíar hacia allí todo el caudal de la corriente ecuatorial, reforzando la Corriente del Golfo.
Según una paradójica teoría, las aguas cálidas transportadas por la Corriente del Golfo ayudaron, por extraño que parezca, a la iniciación de las glaciaciones en las altas latitudes del hemisferio norte (Driscoll, 1998). Aunque a priori podría pensarse que el refuerzo del transporte de las aguas tropicales hacia el norte del Atlántico debería haber provocado lo contrario a una glaciación, quizás lo que provocó fue la formación de los grandes mantos de hielo de Norteamérica y de Europa del Norte.Según esta teoría, el aumento de la temperatura del Atlántico Norte incrementó la evaporación. De esta forma se hicieron más húmedas las masas de aire atlánticas que los vientos del oeste de las latitudes medias transportaban hacia el interior del continente euroasiático.
Por lo tanto, las precipitaciones en Siberia aumentaron y, con ellas, el caudal de los ríos siberianos que descargan en el Artico.
Con la llegada de un mayor caudal de agua dulce, las aguas del océano polar perdieron salinidad y, en consecuencia, se facilitó su congelación, ya que el agua dulce no requiere de temperaturas tan bajas como el agua salada para helarse. En un efecto de retroacción positiva la congelación de las aguas superficiales del Artico hizo aumentar el albedo en una región muy vasta y además aisló el océano de la atmósfera, disminuyendo la transferencia de calor del agua al aire.
Un factor que también pudo influir en la dulcificación de las aguas del Artico fue la apertura del estrecho de Bering, a través del cual comenzó a penetrar en el Artico agua menos salada proveniente del Océano Pacífico. Del estudio de los sedimentos marinos de aquella zona se ha deducido que una primera apertura del estrecho, por hundimiento tectónico de Beringia, pudo haberse producido hace 5 Ma.
Otra teoría sobre la congelación del Artico sostiene que antes del cierre del istmo, la Corriente del Golfo se adentraba más profundamente en el Artico que después del cierre. De esta forma, el Artico permanecía descongelado, al menos en verano. Ocurriría que, cuando el paso del istmo de Panamá estaba aún abierto, una parte del caudal de agua muy salada de la corriente ecuatorial del Atlántico se escapaba al Pacífico, en vez de dirigirse al norte. Eso hacía que la salinidad y la densidad de la corriente superficial del Golfo y de la Deriva Nordatlántica no fuese tan alta, lo cual facilitaba que se adentrase en el Artico. Pero cuando el istmo se cerró aumentó el origen tropical del caudal de la corriente y también aumentó su salinidad. Desde entonces, la masa de agua que transporta, muy salada y densa, se densifica aún más por enfriamiento al avanzar hacia el norte y se hunde antes de alcanzar propiamente el Artico.Una inconsistencia de esta teoría es que al parecer el cierre del istmo de Panamá ocurrió bastante antes, hace unos 4 millones de años. Algunos modelos tampoco parecen indicar que el cierre del istmo de Panamá fuera la causa de la glaciación del Artico, sino más bien lo contrario, que ésta se produjo por otras razones y venciendo el handicap del ese cierre (Klocker, 2005).
En el Plioceno (izquierda), cuando el paso de Panamá estaba abierto, gran parte de la corriente ecuatorial del Atlántico pasaba al Pacífico. La Corriente del Golfo era más débil pero lograba entrar en el Artico, manteniéndolo descongelado todo el año. Al cerrarse el istmo de Panamá (derecha) la corriente del Golfo se reforzó, pero al acarrear aguas más saladas y, por lo tanto, más densas, se hundían por enfriamiento (como en la actualidad) en los Mares Nórdicos y de Labrador (elipses). Se representa con línea morada la corriente profunda de retorno que se dirige al sur desde los lugares nórdicos de hundimiento. En rojo, las corrientes superficiales cálidas y en azul las frías.
5. Aridificación de Africa Oriental
Otro cambio climático importante del Plioceno fue que el clima de Africa Oriental se hizo más árido, lo que provocó importantes cambios paisajísticos —expansión de las sabanas— y faunísticos —proliferación de los bóvidos—, lo que pudo haber sido un catalizador en la evolución de los homínidos (Kerr, 2001).
El comienzo de períodos áridos y fríos, que se inicia a final del Mioceno y que se manifiesta más claramente desde hace unos 2,8 Ma, puede estar relacionada con un enfriamiento de las aguas del Océano Indico. Este enfriamiento pudo deberse a la emersión tectónica de nuevos territorios isleños en Indonesia, como la isla de Timor, y el avance hacia el norte de Nueva Guinea, por lo que se habría ido cerrando la entrada en el Indico de agua acarreada por la corriente muy cálida del Pacífico Sudecuatorial, primando desde entonces la entrada de agua traída por la corriente más fría del Pacífico Norecuatorial. Este enfriamiento del Indico, motivado por el cambio en las corrientes oceánicas, modificaría a su vez la circulación atmosférica y la capacidad higrométrica del aire en aquella región, y estaría en el origen del aumento de la aridez en Africa Oriental (Cane, 2001).
Otra teoría más reciente (Sepulchre, 2006) atribuye la aridificación al levantamiento tectónico de la región, lo que habría llevado a una reorganización de los vientos y a la reducción de la entrada de aire húmedo del Indico en la región. Según estos investigadores el proceso de cambio topográfico y desviación de los vientos habría comenzado ya en el Mioceno final, hace unos 8 millones de años.
Bennike O., 1998, Late Cenozoic wood from Washington Land, North Greenland, Geology of Greenland Survey Bulletin 180, 155-158
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