Cenozoico

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Historia del Cenozoico desde la perforación de los océanos profundos

El planeta Tierra tiene mucho hielo en las altas latitudes, hielo que adquirió en el Terciario (formalmente el Cenozoico tardío). De hecho, el tema central de la evolución climática en el Cenozoico (el tiempo posterior a la desaparición de los amonites y los dinosaurios) es un enfriamiento general (que comienza en el Eoceno y culmina en las eras glaciales septentrionales) y un descenso general asociado (véase qué es, su concepto jurídico; y también su definición como “associate” en derecho anglo-sajón, en inglés) del nivel del mar (la fabricación de hielo en tierra toma agua; el hielo marino no cambia el nivel del mar: el agua permanece en el océano).

Puntualización

Sin embargo, el hielo marino, al igual que el terrestre, sí afecta al albedo, al proporcionar una base para la nieve.

Consideraciones Básicas

La tendencia general de enfriamiento se conoce desde hace algún tiempo a partir del estudio de los fósiles en tierra. Se refleja en la evolución de los animales y plantas cuya descendencia existe hoy en día. La evidencia moderna proviene de isótopos de oxígeno de foraminíferos bentónicos en sedimentos de aguas profundas recuperados por perforación. (Tal vez sea de interés más investigación sobre el concepto). Se ha convertido en conocimiento general, junto con una apreciación del aumento de la variación climática con la acumulación de hielo. El enfriamiento se produjo en gran medida por etapas, presumiblemente un reflejo principalmente de cambios repentinos y grandes en el albedo cada vez que los campos de nieve o el hielo marino sufrieron un cambio notable en su extensión, invadiendo nuevas zonas.

Los cambios en la productividad de los océanos en el Cenozoico presumiblemente resultaron de la intensificación del viento junto con un cambio en la naturaleza de la termoclina. La termoclina, el límite entre el agua caliente y la fría, se hizo más superficial y se definió mejor a medida que la capa de agua fría en la profundidad se hacía más gruesa. Una termoclina poco profunda y bien definida significa una disminución de la productividad en grandes zonas oceánicas, con un bajo contenido de nutrientes en las aguas superficiales.

Indicaciones

En cambio, la productividad de los océanos costeros aumentó notablemente en el Neógeno, especialmente en el Mioceno tardío. Hubo un aumento en el rango de productividad, con grandes áreas que se convirtieron en desiertos y los extremos opuestos se concentraron en las regiones de afloramiento. El resultado de una termoclina fuerte y poco profunda es presumiblemente una mayor estratificación del plancton en profundidad, un desarrollo observado en los sedimentos desde el comienzo del Neógeno justo después del Oligoceno algo caótico.

Termoclina y diversidad: Corolarios del problema de un enfriamiento general

Los vientos fuertes (el hielo polar aumenta los gradientes de temperatura que impulsan los vientos) presumiblemente aumentan el afloramiento, lo que (se cree) reduce la diversidad a nivel local.

Una Conclusión

Por lo tanto, si bien podemos estar seguros de que existe una relación entre un enfriamiento general y un cambio en la diversidad del plancton y otros organismos, tenemos problemas para especificar los detalles a nivel regional. La información disponible no es inequívoca, ya que los especialistas del desierto (los nanofósiles) tienen una trayectoria evolutiva bastante diferente de la de las diatomeas y los foraminíferos.Entre las Líneas En ambas formas, la abundancia y la diversidad parecen aumentar durante el Cenozoico, afirmación que no es aplicable a los nanofósiles ni a los radiolarios.

La evidencia de los isótopos de oxígeno

Las pruebas de la gran tendencia al enfriamiento de los sedimentos de las profundidades marinas fueron proporcionadas por primera vez por los isótopos de oxígeno de los foraminíferos bentónicos muestreados por las perforaciones de las profundidades marinas. Las principales características reconocidas en el Atlántico son de hecho de naturaleza global. Ambas compilaciones muestran dos notables rampas de enfriamiento que duran más de 10 millones de años, una en el Eoceno y la otra en el Mioceno.Entre las Líneas En cada caso, al final del enfriamiento gradual, se produce una sorprendente aceleración, como si el enfriamiento alcanzara un nivel crítico que da lugar a una vasta acumulación de hielo y a un cambio de albedo (retroalimentación positiva). Podríamos suponer que una acumulación de hielo de fin del Eoceno tuvo lugar bastante fácilmente en la Antártida, como el lugar donde uno de los polos está situado en el centro de un enorme continente con inviernos fríos durante la estación oscura. La acumulación de hielo continental del Neógeno tardío, alrededor del Mar Ártico, puede considerarse mucho más difícil y vacilante; la base sólida para el hielo terrestre está siendo retirada del polo. Una acumulación de hielo de mediados del Mioceno se asigna comúnmente a la Antártida, siendo el IRD (restos de hielo) en latitudes septentrionales todavía raro o desaparecido en ese momento.

Las tendencias esenciales y los pasos dentro de las tendencias generales se elaboraron poco después de que comenzara el Proyecto de Perforación en Aguas Profundas, por dos equipos que combinaban los conocimientos de la paleontología y la geoquímica isotópica.

Pruebas de la estratigrafía de isótopos de estroncio

Un aspecto importante de la tendencia general de enfriamiento, y que toca la búsqueda de las causas del enfriamiento, es la estratigrafía de los isótopos de estroncio. Químicamente, el estroncio es un elemento homólogo al calcio, es decir, actúa de manera similar al calcio y está presente en el carbonato de calcio, por lo tanto (aunque no muy abundante). Esto significa que puede encontrarse en fósiles calcáreos, ya sean restos de organismos bentónicos o pelágicos, superficiales o profundos. La relación entre los isótopos 87Sr y 86Sr refleja (entre otros elementos) los cambios en las fuentes que suministran estroncio al mar. Las fuentes comunes son la erosión de los continentes (es decir, el aporte de los ríos) y el suministro de las emisiones volcánicas. La tendencia a largo plazo (véase más detalles en esta plataforma general) de la proporción muestra una influencia cada vez mayor de la erosión continental en relación con la actividad volcánica, como se prevé en el caso del enfriamiento. La tendencia se aceleró claramente hace unos 40 millones de años y de nuevo hace 16 millones de años. La erosión de los continentes, por supuesto, está ligada al levantamiento y a la regresión (los continentes cubiertos de agua no se erosionan).Si, Pero: Pero hay pruebas de que la actividad volcánica también cambió a lo largo del Cenozoico, lo que complica la interpretación de los cambios en las relaciones isotópicas del estroncio.

Cuando se centra en el enfriamiento, un cambio en el volcanismo no es útil: Potencialmente produce un cambio en las proporciones de los isótopos Sr. que es independiente del enfriamiento. (“Potencialmente” independiente porque la acumulación de hielo resulta en la “carga” de la corteza continental que presumiblemente estimula la actividad volcánica, lo que se habría opuesto a cualquier evidencia de aumento de la erosión de la corteza continental).Entre las Líneas En cuanto a la tendencia observada, es más o menos la esperada para el enfriamiento. Se acelera desde el final del Eoceno hasta unos 16 Ma, un período interesante en el que la tendencia general de enfriamiento puede haber dado paso a señales de un mayor volcanismo. La tendencia general esperada del enfriamiento se reanuda entonces a los 7 Ma aproximadamente, un momento de gran levantamiento en las tierras altas asiáticas (Tíbet) y un período volcánico relativamente tranquilo. El nivel del mar aparentemente bajó lo suficiente como para ayudar a aislar el Mediterráneo del océano mundial. (Por lo tanto, los pulsos de enfriamiento pueden haber sido una causa importante para una repetida desecación de ese mar al final del Mioceno). Hacia el final del Neógeno, hace unos 4 millones de años, hay indicios de una importante actividad volcánica de nuevo en los núcleos del PDSD.

El aparente aumento a largo plazo (véase más detalles en esta plataforma general) de la meteorización de la corteza continental sugiere una tendencia geológica a largo plazo (véase más detalles en esta plataforma general) en la reducción del dióxido de carbono, por el mecanismo del Urey (=absorción del carbono en dióxido de carbono en carbonato al meteorizar silicatos ricos en calcio). A este mecanismo hay que añadir el enterramiento de carbono orgánico cuando se considera la abundancia de dióxido de carbono. La eliminación del dióxido de carbono de la atmósfera genera enfriamiento, según la física atmosférica. El efecto directo puede medirse, pero el efecto total sobre el cambio climático es difícil de evaluar, debido a varios procesos de retroalimentación. (Tal vez sea de interés más investigación sobre el concepto). La menos comprendida de estas retroalimentaciones implica la formación de nubes, lo que tiene importantes implicaciones para la evolución del albedo planetario.

Reconstrucción de las condiciones en el “Terciario” (o Cenozoico)

La perforación en el fondo del océano, comenzando con el Proyecto de Perforación en el Mar Profundo y continuando con el ODP (y un nuevo buque, llamado JOIDES Resolution), cambió profundamente la comprensión de la historia geológica de los últimos 100 millones de años. Los grandes pasos de enfriamiento en el Cenozoico y los períodos anaeróbicos en el Cretácico estuvieron entre los hallazgos más estupendos de las perforaciones científicas en los océanos profundos. Los pasos fueron una sorpresa para la mayoría de los geólogos, así como el hecho de que el enfriamiento es principalmente un fenómeno de alta latitud.

Puntualización

Sin embargo, estos fueron solo dos de varios descubrimientos importantes basados en el uso de la tecnología de la perforación, una tecnología prestada por la industria petrolera y adaptada para su uso académico.

Sin la asignación de edades y la interpretación ambiental después de la inspección de los microfósiles y los nanofósiles, la información disponible no habría producido las percepciones pertinentes: En cierta medida, los fósiles permiten seguir la evolución del medio ambiente, gracias a la evolución, es decir, gracias a que son los restos de organismos adaptados a su hábitat.

Puntualización

Sin embargo, de manera mucho más fiable, permiten asignar las edades geológicas porque difieren de un período a otro. El control de la edad se refina en gran medida y se convierte en números de edad absolutos, utilizando correlaciones en secciones terrestres fechadas radioactivamente, correlacionadas con los sedimentos del lecho marino basadas en la estratigrafía de inversión magnética y, en cierta medida, en la estratigrafía de isótopos, es decir, cambios en las propiedades físicas y químicas de los sedimentos, lo que proporciona edades probables para los cambios biológicos observados.

Los principales pasos de enfriamiento identificados tienden a estar asociados con grandes cambios tanto en la flora como en la fauna marina. Un cambio muy grande fue a finales del Eoceno. Hubo una extinción general de las antiguas especies bentónicas, ya que el agua se volvió demasiado fría para ellas (o bien las formas de aguas poco profundas en los estantes se encontraron sin agua).

Detalles

Las especies planctónicas también sufrieron: desapareció una rica flora y fauna del Eoceno, y apareció una especie más bien aburrida del Oligoceno, con una diversidad comparativamente escasa. A veces, en el Oligoceno, hubo enormes florecimientos de Braarudosphaera, un género de nanoplancton. Es una forma que ahora se encuentra principalmente en condiciones de estrés en aguas poco profundas.

Informaciones

Los depósitos de estas extrañas floraciones han sido durante mucho tiempo una fuente de desconcierto para los geólogos.

Una posible respuesta a las preguntas que surgen con respecto a las floraciones del Oligoceno es invocar la inestabilidad vertical de la columna de agua en el Oligoceno (que es mala para la producción de fitoplancton). Es posible que la estratificación bien desarrollada se haya desarrollado solo esporádicamente, favoreciendo así el florecimiento de especies indicadoras de estrés. Hay un mensaje interesante en los florecimientos del Oligoceno: (1) La bioestratigrafía puede reflejar rutinariamente eventos extraños y (2) la bioestratigrafía de los antiguos sedimentos de las profundidades marinas puede reflejar épocas de producción inusual, en lugar de registrar condiciones regulares. Si bien las secuencias resultantes podrían no afectar a la datación, podrían hacer cuestionable la reconstrucción de condiciones pasadas “típicas”.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Sobre el origen de los pasos de enfriamiento

Los pasos de enfriamiento se denominan comúnmente productos de retroalimentación relacionados con el hielo (que requieren cambios de albedo por la propagación de la nieve y el hielo). Si la suposición es correcta, entonces un aspecto importante de la retroalimentación del albedo es el cambio de nivel del mar asociado. El cambio del nivel del mar es un tema complicado. Puede responder al forzamiento tectónico sin la participación del hielo, lo que dificulta las interpretaciones.Entre las Líneas En cualquier caso, sin embargo, los pasos de enfriamiento tienden a estar asociados con una caída del nivel del mar. Incluso los cambios modestos en este nivel tienen efectos potencialmente grandes porque gran parte de la tierra está cerca del nivel del mar. Siempre que el nivel del mar se mantiene alto, los sedimentos quedan atrapados en grandes extensiones de la plataforma marina, y el mar profundo recibe relativamente menos sedimentos. Cuando el nivel del mar está bajo, ocurre lo contrario. El mismo patrón se aplica a las rocas carbonatadas: Un alto nivel del mar da lugar a la acumulación de calizas en los continentes; un bajo nivel del mar desplaza el carbonato a las profundidades del mar, donde se acumula como arena de concha y -limo repleto- con fósiles de plancton. Los cambios en la productividad del océano, sin embargo, pueden complicar enormemente el patrón observado.

Al correlacionar los pasos de enfriamiento en secciones de la tierra, tendemos a encontrar evidencia de la construcción de montañas.Entre las Líneas En respuesta a la pregunta “de dónde viene el enfriamiento escalonado”, surge la sugerencia, por lo tanto, de que la construcción de la montaña y la pérdida de estantes son las culpables. Al igual que con los cambios impulsados por el hielo, el albedo es parte de la historia. Los sedimentos de las plataformas son comúnmente de color claro; el mar no lo es.

Otros Elementos

Además, el desgaste de las montañas elimina el gas de efecto invernadero dióxido de carbono de la atmósfera. Uno podría esperar, también, que menos vapor de agua (un poderoso gas de efecto invernadero) sea liberado por un mar que ha perdido sus estantes. El enfriamiento en sí mismo desarrolla entonces su propia dinámica: Un océano frío absorbe dióxido de carbono, por ejemplo, disminuyendo el carbono en la atmósfera (y presumiblemente en otros depósitos que se comunican con el océano y la atmósfera).

Datos verificados por: LI

Recursos

Véase También

Geología marina
Manto marino
Convección del lecho marino
Foraminífero béntico del Mioceno Medio
Paso de Drake
Paso de enfriamiento Esponja Silícea
Dispersión del sedimento pelágico a la deriva continental
Ciencias de la Tierra, Oceanografía, Sedimentología, Ecología, Geoecología, Ciencias Marinas
Allernd
El sistema Blytt-Sernander
Intervalo climático boreal
Edad de Bronce
Era Cenozoica
Época del Eoceno
Formación Florissant
Gran sequía
Época del Holoceno
Intervalo climático hipsitermal
La Edad de Hierro
La capa de hielo de Laurentide
Arcilla de Londres
Mauer
Período Mesolítico
Época del Mioceno
Período Neógeno
Período Neolítico
Época del Oligoceno
Época del Paleoceno
Período Paleógeno
Período Paleolítico
Época del Pleistoceno
Época del Plioceno
Período Cuaternario
Las crestas de Salpausselka
La capa de hielo escandinava
Intervalo climático subatlántico
Intervalo climático sub-boreal
Período Terciario
Zona faunística del trinilo

Bibliografía

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