Óptimo climático del Eoceno medio

El Óptimo Climático del Eoceno Medio ( MECO ), también llamado Máximo Térmico del Eoceno Medio ( METM ), ^{[ 1 ]} fue un período de clima muy cálido que ocurrió durante la etapa Bartoniana , desde aproximadamente 40,5 a 40,0 Ma . ^{[ 2 ]} Marcó una notable inversión de la tendencia general de enfriamiento global que caracterizó el Eoceno Medio y Tardío . ^{[ 1 ]}

La duración del MECO es objeto de controversia, aunque se sabe que duró desde aproximadamente 40,5 hasta 40,0 Ma. Dependiendo de la ubicación y la metodología, la duración del evento se ha estimado de diversas maneras en 300, ^{[ 3 ]} 500, ^{[ 2 ]} 600, ^{[ 4 ]} y 750 kyr . ^{[ 5 ]}

El MECO fue globalmente sincrónico y se observó en secuencias marinas y terrestres. ^{[ 6 ]} La temperatura superficial media global durante el MECO fue de aproximadamente 23,1 °C. ^{[ 1 ]} En el océano Tetis , las temperaturas superficiales del mar (TSM) se han estimado en 32-36 °C. ^{[ 7 ]} Las temperaturas del agua frente a lo que ahora es Liguria aumentaron en aproximadamente 4-6 °C, ^{[ 8 ]} mientras que los mares frente al suroeste de Balkanatolia se calentaron en 2-5 °C. ^{[ 9 ]} El Atlántico noroccidental experimentó un aumento de 3 °C en las temperaturas de la superficie del océano. ^{[ 10 ]} En el Pacífico suroccidental , las TSM aumentaron de un promedio de aproximadamente 22 °C a 28 °C. ^{[ 11 ]} Las temperaturas del océano profundo fueron de aproximadamente 9 °C en el pico del MECO. ^{[ 12 ]} En la plataforma poco profunda alrededor de la isla Seymour, las temperaturas se calentaron en ~5 °C. ^{[ 13 ]} El interior continental de América del Norte se calentó de manera más pronunciada, en 9 °C desde 23 °C ± 3 °C hasta 32 °C ± 3 °C en el pico del MECO, seguido de un descenso de 11 °C después del MECO. ^{[ 14 ]}

En el oeste de Norteamérica , los lagos se volvieron notablemente menos salinos . ^{[ 15 ]} Los Pirineos se volvieron más cálidos y secos. ^{[ 16 ]} El centro-norte de Turquía , entonces parte de Balkanatolia, era húmedo y cálido. ^{[ 17 ]} Se creía que Asia continental había experimentado una aridificación intensa durante el MECO, aunque investigaciones más recientes han demostrado que esto ocurrió después del MECO, cuando las temperaturas medias globales volvieron a descender. ^{[ 18 ]} Un núcleo de sedimento lacustre de la cuenca de la bahía de Bohai muestra que el clima en la región era húmedo y cálido. ^{[ 19 ]}

La meteorización continental aumentó con el incremento de las temperaturas. ^{[ 20 ] [ 21 ]} La productividad biológica marina aumentó a medida que el ciclo hidrológico mejorado aportó más nutrientes a los océanos. ^{[ 22 ]} Se registra una eutrofización extensa en el Tetis, ^{[ 23 ]} el Atlántico Norte , ^{[ 24 ]} el Atlántico Sur, ^{[ 25 ]} y los océanos Australes . ^{[ 26 ]}

Una disminución en el contenido de oxígeno del agua de mar ocurrió durante el MECO en el Océano Tetis. ^{[ 27 ] [ 23 ] [ 7 ]} Las condiciones disóxicas en el Tetis duraron durante aproximadamente 400-500 kyr según el estudio geoquímico del sitio Alano en el noreste de Italia. ^{[ 28 ]} La evidencia del Océano Austral indica que la desoxigenación de aguas profundas también se desarrolló en esta región marina. ^{[ 29 ]} Las tasas de enterramiento de carbono orgánico se dispararon en estas aguas pobres en oxígeno, lo que puede haber actuado como una retroalimentación negativa que ayudó a restaurar las temperaturas globales a su estado pre-MECO después de que terminó el calentamiento. ^{[ 30 ]} Sin embargo, la desoxigenación no fue globalmente ubicua; sitios del Atlántico Sur como el Sitio 702 del Programa de Perforación del Océano Atlántico Sur no muestran evidencia de ningún cambio hacia condiciones disóxicas. ^{[ 3 ]} Se cree que la mayor formación de glauconitas en algunas secciones estudiadas a lo largo del MECO refleja en parte la disminución del contenido de oxígeno marino, ya que esto desinhibió la movilidad del hierro y su capacidad de ser incorporado para formar glauconita. ^{[ 31 ]}

Hay evidencia de acidificación oceánica ocurriendo durante el MECO en forma de importantes disminuciones en la acumulación de carbonato en todo el océano a profundidades mayores de tres kilómetros. ^{[ 2 ]} La acidificación afectó a toda la columna de agua, extendiéndose hasta la zona abisal . ^{[ 32 ]}

El MECO se caracterizó por un notable aumento en las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono . ^{[ 2 ]} En su punto máximo, los valores de p CO ₂ pudieron haber alcanzado hasta 4000 ppm. ^{[ 33 ]} Una posible causa de este aumento en p CO ₂ fue la colisión de la India con Eurasia y la formación del Himalaya que estaba ocurriendo en ese momento, lo que habría liberado metamórficamente grandes cantidades de este gas de efecto invernadero, aunque el momento de la liberación metamórfica de carbono no está bien definido. Las tasas mejoradas de expansión del fondo marino y las reacciones de descarbonatación metamórfica alrededor de la región entre Australia y la Antártida , combinadas con una mayor actividad volcánica en esta región, también pueden haber sido una fuente de la inyección de carbono en la atmósfera. ^{[ 4 ]} Otra hipótesis implica un aumento del vulcanismo de arco continental en lo que ahora son Azerbaiyán e Irán para este aumento en los niveles de gases de efecto invernadero atmosféricos. ^{[ 34 ]} Los enriquecimientos episódicos de mercurio y las excursiones de Δ ¹⁹⁹ Hg que indican una mayor actividad volcánica se han interpretado como evidencia de la hipótesis volcánica. ^{[ 35 ]} Algunos análisis también han encontrado que el aumento en p CO ₂ atmosférico fue más limitado de lo que habían sugerido estudios anteriores, proponiendo en cambio que el calentamiento observado fue causado por una sensibilidad mucho mayor del clima de la Tierra a los cambios en p CO ₂ en relación con la actualidad. ^{[ 36 ]}

Es posible que la disminución de la retroalimentación negativa de la meteorización de silicatos haya ocurrido alrededor del inicio del MECO, lo que permitió que el dióxido de carbono liberado volcánicamente persistiera en la atmósfera durante más tiempo. Esto pudo deberse a que las rocas continentales se volvieron menos meteorizables durante el Eoceno temprano y el Eoceno medio temprano, que fueron muy cálidos; para cuando ocurrió el MECO, quedaban pocas áreas de roca silicatada con la capacidad suficiente para absorber cantidades significativas de dióxido de carbono. ^{[ 37 ]} El calor del MECO pudo haberse mantenido mediante una mayor inhibición de la meteorización de silicatos tras el inicio del calentamiento, a través de una mayor formación de arcilla . ^{[ 38 ]}

Se ha sugerido que los ciclos de Milankovitch desempeñaron un papel en el desencadenamiento del calentamiento del MECO. El MECO coincidió con un mínimo en el ciclo de excentricidad de 2,4 millones de años que ocurrió alrededor de los 40,2 millones de años. ^{[ 39 ]} Este mínimo de excentricidad de 2,4 millones de años coincidió con un mínimo en el ciclo de excentricidad de 400.000 años; la ocurrencia simultánea de estos mínimos de excentricidad probablemente fomentó las condiciones que permitieron el calentamiento global persistente del MECO. ^{[ 40 ]}

Los foraminíferos planctónicos sufrieron un importante cambio biótico; la diversidad de los acarínidos se redujo drásticamente y los morozovélidos se extinguieron. ^{[ 41 ]} También se sabe que la abundancia de Chiloguembelina disminuyó en el Atlántico. ^{[ 42 ]} El rango del foraminífero planctónico Orbulinoides beckmanni , una especie bien adaptada a aguas cálidas, se expandió a latitudes más altas durante el MECO. ^{[ 5 ] [ 43 ]} Los foraminíferos bentónicos mostraron una disminución debido a la respiración mejorada de los heterótrofos pelágicos, lo que limitó la cantidad de materia orgánica que llegaba a las profundidades del océano. ^{[ 44 ] [ 45 ]} Sin embargo, los grandes foraminíferos bentónicos prosperaron, ^{[ 46 ]} lo que contribuyó al gran aumento en la deposición de carbonato de plataforma observado durante el evento de calentamiento. ^{[ 47 ]} Además, los foraminíferos bentónicos someros en el Tetis, que ya estaban adaptados a los cambios estacionales de temperatura y salinidad, mostraron una resiliencia significativa durante el MECO. ^{[ 48 ]} Los silicoflagelados, las diatomeas y los radiolarios proliferaron a medida que se suministraba ácido silícico a los océanos en mayores cantidades que antes. ^{[ 49 ]} El aumento del transporte de hierro a los océanos provocó el crecimiento de poblaciones de bacterias magnetotácticas. ^{[ 50 ]} El MECO coincidió con el reemplazo de los elasmobranquios lamniformes por carcharínidos en el gremio de depredadores medianos a grandes. ^{[ 51 ]}

En Norteamérica, el MECO marcó el punto álgido del conjunto de mamíferos del Eoceno medio-tardío. ^{[ 52 ]} El calentamiento del MECO catalizó el recambio faunístico que condujo al ascenso de los carnívoros del grupo corona a la prominencia en los ecosistemas terrestres del continente . ^{[ 53 ] [ 54 ]} En general, el MECO provocó una reducción en la riqueza de depredadores en el continente norteamericano. ^{[ 55 ]}

En Balkanatolia, los bosques montanos bajos y las selvas tropicales cálidas y húmedas de tierras bajas eran los biomas dominantes en lo que ahora es la región central del Mar Negro en el norte de Anatolia. ^{[ 56 ]}

En Asia Oriental, se observa un aumento repentino en la diversidad de perisodáctilos desde el Arshantan hasta el Irdinmanhan, un intervalo de tiempo que corresponde al MECO. Sin embargo, este aumento podría estar sobreestimado debido a un recuento excesivo de géneros. ^{[ 57 ]}

En la India, las comunidades de selva tropical experimentaron un aumento en la abundancia de taxones caducifolios, debido a una estacionalidad más pronunciada. También se observó una disminución en los componentes manglares del ecosistema como resultado de picos periódicos en el flujo de agua dulce. Después de la fase de máximo calentamiento, los taxones perennifolios y los manglares se recuperaron, pero con una diversidad reducida en comparación con antes del MECO. ^{[ 58 ]}

Los roedores se extendieron por Sudamérica durante el MECO. ^{[ 59 ]} La diversidad vegetal de la Patagonia aumentó un 40% durante el MECO, debido en gran parte a la migración hacia el sur de plantas neotropicales que se mezclaron con la flora templada de Gondwana ya establecida. ^{[ 60 ]} Los linajes neotropicales que hoy solo ocupan los trópicos llegaron al extremo más austral de Sudamérica. ^{[ 61 ]} Nutrida por abundante dióxido de carbono y una temperatura favorable, esta flora altamente diversa volvió a los niveles de biodiversidad previos al MECO después de que terminara el período de calor intenso. ^{[ 60 ]} El género Piper comenzó a dispersarse fuera de Sudamérica durante el período cálido del MECO. ^{[ 62 ]}

La costa sureste de Australia estaba dominada por selvas tropicales mesotérmicas, aunque sigue siendo objeto de debate si esta flora ya estaba presente antes del MECO. ^{[ 63 ]}

• Óptimo climático del Eoceno temprano
• Óptimo climático del Mioceno medio
• Período cálido del Plioceno medio