El Cenozoico

 

La evolución climática del Cenozoico, que comenzó hace 65 milones de años y que comprende las eras Terciaria y Cuaternaria, es compleja.

Se pasó de un clima cálido inicial, sin mantos de hielo ni en la Antártida ni en Groenlandia, a un clima frío final, con glaciaciones que han recubierto de hielo cíclicamente durante los 2 últimos millones de años extensas zonas continentales. El enfriamiento vino acompañado, como una de las causas o como uno de los efectos, por una pérdida casi continua de CO2 atmosférico, que pasó de una concentración de quizás 2.000 ppm al principio del Cenozoico a una concentración por debajo de las 300 ppm durante el último millón de años (en la actualidad de nuevo aumenta y es ya de unas 370 ppm, gracias a la influencia humana) (Pagani, 2005).

Este declive de la temperatura media no fue uniforme en el tiempo, pues hubo períodos en los que las temperaturas aumentaron y la extensión de los hielos disminuyó.

Además, a modo de aberraciones climáticas temporales, existieron varios eventos de duración muy corta en los que las temperaturas se dispararon en pico hacia arriba o hacia abajo. Se distinguen tres: uno de calentamiento, hace 55 Ma; otro de enfriamiento, hace 34 Ma; y un tercero también de enfriamiento, hace 23 Ma (Zachos, 2001).

Sucesión de acontecimientos cálidos y fríos a lo largo del Cenozoico (últimos 60 millones de años) deducidos de la evolución de la ratio de los isótopos del oxígeno (18O/16O) en los foraminíferos fósiles del fondo de los mares.

El primer período del Terciario, el Paleoceno (65 Ma- 54 Ma), transcurrió en un clima semejante al de algunas épocas muy cálidas del Cretácico. Cocodrilos y tortugas habitaban latitudes árticas. Crecían palmeras en la península de Kamchatka. El Artico tenía una extensión menor que la actual y una comunicación más precaria con el Atlantico. Sus aguas eras mucho menos profundas, más dulces y mucho más cálidas. El agua del mar estaba varios grados más caliente que la actual, tanto en superficie como en profundidad. El plancton subtropical del Atlántico llegaba unos 15º de latitud más al norte que en la actualidad. Los corales ocupaban una banda tropical más ancha que la de hoy. Las corrientes océanicas y la circulación termohalina eran también diferentes (Diekmann, 2004; Thomas, 2004).

En la frontera con el Eoceno, hace unos 55 millones de años, la temperatura aún subió más y se produjo un corto pico de calor (Late Paleocene Thermal Maximum, o bien, Paleocene-Eocene Thermal Maximum).

Fue un abrupto evento de calentamiento, que apenas duró unos 80.000 años, pero que influenció enormemente en la evolución de la vida animal. El episodio coincidió con una importante extinción de fauna, tanto en los continentes como en los océanos, y con la aparición de numerosos órdenes de mamíferos nuevos, que dominan el reino animal desde entonces. La flora se adaptó respondiendo con cambios en la fisonomía de sus hojas y con migraciones hacia latitudes más altas (Wing, 2005).

Las temperaturas continentales subieron entre 5ºC y 7ºC sobre unos niveles térmicos anteriores que ya eran altos. En los mares las aguas superficiales costeras en la Antártida pasaron de tener una temperatura de 13ºC a otra de 20ºC, y en el Artico se llegaron a alcanzar los 24ºC. Aunque las aguas de las regiones subtropicales también se recalentaron, el efecto se notó más en las latitudes altas.

Figura. Mapa del Paleoceno y comienzos del Eoceno, hace unos 55 millones de años (fuente: Brinkhuis, 2006).

 

También las temperaturas del agua del fondo llegaron a ser entonces —como lo habían sido en la mitad calurosa del Cretácico— unos 12ºC superiores a las actuales (Lear, 2000). Probablemente fue debido a un cambio del lugar principal de formación de las aguas profundas, que pasó de estar ubicado en mares fríos del hemisferio sur a estarlo en mares más cálidos del hemisferio norte. El análisis del carbono-13 de los sedimentos indica este abrupto cambio circulatorio (Nunes, 2006).

Se cree que el pico de calentamiento del PETM pudo deberse a la extrusión brusca de metano que hasta entonces había permanecido atrapado en cristales de hielo en sedimentos del fondo oceánico. La erupción del gas pudo ocurrir tras rebasar la temperatura de las aguas del fondo marino un cierto umbral de calor que descongeló los hidratos de metano. Es posible que un cambio en la circulación oceánica fuese el disparador de este proceso (Tripati, 2005). Una vez en la atmósfera, el metano liberado se oxidaría convirtiéndose en CO2 y vapor de agua (CH4 + 2O2 = CO2 + 2H2O), incrementando en 2 o 3 veces la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera (Zachos, 2003).

La mejor prueba del incremento brusco de metano parece residir en un pico de disminución y posterior subida del carbono-13 en los sedimentos. El metano, por su origen biológico es muy pobre en ese isótopo (d13C , –60‰). Además el metano se oxidó rapidamente a CO2, que al disolverse en el agua alteró la química oceánica del carbono. Esa disolución acidificó el agua marina y rebajó la concentración del ion carbonato. Para compensarlo la lisoclina ascendió y hubo una disolución de la calcita que se aprecia en los sedimentos océanicos (Zachos, 2005).

No se descarta que la abundancia del metano pudo también ser el resultado de una intensa producción bacteriana en los humedales que recubrían entonces vastas extensiones de las latitudes tropicales y medias. O en las turberas creadas en las latitudes altas. Pero lo abrupto del episodio parece avalar más la teoría de la fusión de hidratos congelados del subsuelo marino (Bains, 1999; Katz, 2000).

Tras el pico de calor del final del Paleoceno, la temperatura disminuye pero se mantiene alta durante toda la primera parte del Eoceno, hasta hace unos 40 Ma. Especialmente notable es la situación del Artico, libre de hielo, con inviernos mucho menos fríos que los actuales. Recientes estudios del proyecto ACEX (Arctic Coring Expedition) indican la existencia de microfósiles sedimentarios cerca del Polo Norte típicos de aguas con temperatura de 20ºC (Moran, 2006).

Se han barajado diversos factores en la explicación de este clima cálido de comienzos del Terciario:

• una circulación atmosférica más zonal
• alta concentración de dióxido de carbono y de metano
• más nubes estratosféricas

Los modelos geológicos actuales consideran que el Artico estaba demasiado cerrado para beneficiarse de un acarreo directo de calor océanico desde el Trópico. Existía una comunicación exigua entre el amplio mar de Tethys y el Artico a través de un mar somero en Siberia Occidental y también a través del estrecho que se abría en la zona de separación entre Groenlandia y Escandinavia. Eso hacía que la circulación oceánica transportase con mucha dificultad el calor tropical hacia las latitudes medias y altas.

En este sentido, estos modelos atribuyen el calor de las latitudes altas a un reforzamiento de los vientos del oeste alrededor de un Océano Artico cerrado, en donde permanentemente, en contra de lo que ocurre actualmente, existiría una baja presión. Los fuertes vientos del oeste incrementarían la advención de masas de aire templadas y húmedas del Pacífico y del Atlántico, sobre Norteamérica y Eurasia respectivamente, y calentarían el interior del continente (Sewell, 2001).

Además, la baja presión del Artico impondría una circulación de corrientes superficiales en aquel océano que debilitaría el actual Giro de Beaufort y dificultaría la formación del hielo. Así, durante esta primera parte del Terciario, el índice AO (Arctic Oscillation) sería muy positivo (debido a la intensa baja del Artico), lo que favorecería fuertes vientos del oeste.

También se ha barajado como causa del calor la alta concentración de CO2. La existencia de una elevada concentración de CO2 atmosférico al principio del Eoceno, que según algunos autores era superior a las 2.000 ppm, pudo deberse a un período de intensa desgasificación magmática, que se debería, a su vez, a un fuerte ritmo de movimiento de las placas tectónicas durante aquella época, especialmente en la zona de apertura atlántica entre Groenlandia, Islandia y Noruega, y también en Alaska y en la zona asiática en donde el borde norte de la placa de la India se hundía bajo la de Asia meridional (Pearson, 2000).

Pero el incremento brusco del dióxido de carbono pudo deberse también a la oxidación de grandes cantidades de metano que escaparon del subsuelo marino, tras un primer proceso de calentamiento de las aguas del fondo. La pobreza en carbono-13 de los sedimentos parece probar este origen. En las costas de Noruega se han encontrado recientemente estructuras geológicas de aquella época que parecen corresponder a grietas submarinas por donde se escapó el metano, que permanecía atrapado en forma de hidratos congelados hasta que se descongelaron los clatratos y quedó libre (Svensen, 2004).

Otra hipótesis es que los movimientos de subducción tectónica en el Artico pudieron hundir en las profundidades sedimentos ricos en materia orgánica que crearían metano, el cual acabaría saliendo al aire bruscamente por esas chimeneas abiertas en los estratos (Clift & Bice, 2002).

Una teoría más reciente sugiere que la alta concentración de CO2 fuera el resultado de gigantescos incendios, que bajo un clima ya seco y cálido, pudieron afectar a las turberas muy extensas que existían entonces (Kurtz, 2003). Sería algo semejante, pero en mucha mayor proporción, a lo que ocurrió en 1997 en Indonesia y que motivó un aumento significativo del CO2 durante aquel año.

Finalmente, se ha pensado también en la existencia de una densa y extensa cubierta de nubes estratosféricas que actuaría de tapadera del calor troposférico. Investigadores de la Universidad de Santa Cruz han añadido este factor como posible causante del clima caluroso de las latitudes altas en el Eoceno inicial. El efecto invernadero de las nubes provocaría un relativo calentamiento en las zonas polares, que frenaría la formación de hielo continental y marino, haría disminuir el albedo y, finalmente, contribuiría a que existiese un clima en todo el globo más cálido y más húmedo (Sloan 1998).

Estas nubes se forman en la estratosfera, en latitudes altas, a una altura de unos 15 kilómetros, en donde las temperaturas son muy frías. Producen un efecto invernadero ya que, a la vez que son translúcidas a la radiación solar, son, sin embargo, bastante opacas a las radiaciones infrarrojas terrestres, de tal forma que, tras absorberlas, reemiten su energía de vuelta hacia abajo. Las nubes estratosféricas polares se forman bajo dos condiciones: que la temperatura del aire sea muy fría (por debajo de los –75°C) y que la humedad sea suficiente. Esta última condición no es fácil de conseguir, ya que la estratosfera es muy seca. Es seca porque el vapor de agua troposférico apenas penetra en ella, ya que antes de llegar a la tropopausa (frontera entre la troposfera y la estratosfera) se condensa en gotas de agua, o en cristales de hielo, y precipita. Pero el metano troposférico sí que alcanza la estratosfera. Por eso la mayor parte del agua estratosférica proviene en realidad de la oxidación del metano. Por lo tanto, la alta producción de metano en aquella época del Eoceno —parte del cual ascendía a la estratosfera y aportaba humedad tras su oxidación—, explicaría la abundancia de nubes estratosféricas.

Es posible también que cambios en la circulación general, iniciados por un aumento de CO2, reforzasen la inyección de vapor de agua en la estratosfera (Kirk-Davidoff, 2002).

 

referencias:

Bains S et al., 2000, Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback, Nature, 407, 171-174
Brinkhuis H. eta al., 2006, Episodic fresh waters in the Eocene Arctic Ocean, Nature, 441, 606-609
Clift P. et Bice K., 2002, Baked Alaska, Nature, 419, 129-130
Diekmann B. 2004, Message from the fish teeth, Nature, 430, 26-27
Kirk-Davidoff et al., 2002, On the feedback of stratospheric clouds on polar climate, Geophysical Research Letters, 29, 51-1
Kurtz A.C. et al., 2003, Early Cenozoic decoupling of the global carbon and sulfur cycles, Paleoceanography,18,4, 1090, doi:10.1029/2003PA000908
Lear C.H. et al 2000, Cenozoic deep-sea temperatures and global ice volumes from Mg/Ca benthic foraminiferal calcite, Science, 287, 269
Moran K. et al., 2006, The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean, Nature, 441, 601-605
Nunes F. & R. Norris, 2006, Abrupt reversal in ocean overturning during the Palaeocene/Eocene warm period, Nature, 439, 60-63
Pagani M. et al., 2005, Marked decline in atmospheric carbon dioxide concentrations during the Paleogene, Science, 309, 600-603
Pearson P. & Palmer M., 2000, Atmospheric carbon dioxide concentrations over the past 60 million years, Nature, 406, 695-699
Sewall J. & Sloan L., 2001, Equable Paleogene climates: The result of a stable, positive Arctic Oscillation ?, Geophysical Research Letters, 28,3693-3695
Sloan L C. & Pollard D., 1998, Polar stratospheric clouds : A high latitude warming mechanism in an ancient greenhouse world, Geophysical Research Letters, 25, 3517-3520
Svensen H. et al., 2004, Release of methane from a volcanic basin as a mechanism for initial Eocene global warming, Nature, 429, 542-545
Thomas D., 2004, Evidence for deep-water production in the North Pacific Ocean during the early Cenozoic warm interval, Nature, 430, 65-68
Tripati A. & H. Elderfield, 2005, Deep-sea temperature and circulation changes at the Paleocene-Eocene thermal maximum, Science, 308, 1894-1898
Wing S. Et al., 2005, Transient floral change and rapid global warming at the Paleocene-Eocene boundary, Science, 310, 993-996
Zachos J. et al., 2001, Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present, Science, 292, 686-693
Zachos J. et al., 2003, A transient rise in tropical sea surface temperature during the Paleocene-Eocene thermal maximum, Science, 302, 1551-1554
Zachos J. et al., 2005, Rapid acidification of the ocean during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum, Science, 308, 1611-1615

Antón Uriarte Cantolla