Óptimo climático del Mioceno medio

El Óptimo Climático del Mioceno Medio ( MMCO ), a veces denominado Máximo Térmico del Mioceno Medio ( MMTM ), ^{[ 1 ]} u Óptimo Climático del Mioceno ( MCO ) ^{[ 2 ]} fue un intervalo entre hace aproximadamente 17 y 14 millones de años, durante la Época del Mioceno , cuando el clima era aproximadamente 3  °C más cálido que en la actualidad.

Basándose en la susceptibilidad magnética de las secuencias estratigráficas sedimentarias del Mioceno en la sección de Huatugou en la cuenca de Qaidam , el MMCO duró de 17,5 a 14,5 Ma; las rocas depositadas durante este intervalo tienen una alta susceptibilidad magnética debido a la producción de magnetita superparamagnética y de dominio único en medio de las condiciones cálidas y húmedas de la época que define el MMCO. ^{[ 3 ]}

Las estimaciones derivadas de la paleotermometría Mg/Ca en el foraminífero bentónico Oridorsalis umbonatus sugieren que el inicio del MMCO ocurrió a los 16,9 Ma, el pico de calor a los 15,3 Ma y el final del MMCO a los 13,8 Ma. ^{[ 4 ]}

Las temperaturas superficiales medias globales durante el MMCO fueron de aproximadamente 18,4  °C, unos 3  °C más cálidas que en la actualidad y 4  °C más cálidas que en la era preindustrial. ^{[ 5 ]} La zona latitudinal de clima tropical se extendió significativamente. ^{[ 6 ]} El gradiente climático latitudinal fue de aproximadamente 0,3  °C por grado de latitud. ^{[ 7 ]} Durante los máximos de excentricidad orbital , que correspondieron a fases cálidas, la lisoclina del océano descendió aproximadamente 500 metros. ^{[ 8 ]}

El Ártico estaba libre de hielo y era lo suficientemente cálido como para albergar una cubierta forestal permanente en gran parte de su extensión. Islandia tenía un clima húmedo y subtropical. ^{[ 2 ]}

La temperatura media anual (TMA) del Reino Unido fue de 16,9  °C. ^{[ 9 ]} En Europa Central , la temperatura mínima de los meses fríos (TMMC) fue de al menos 8,0  °C y la temperatura mínima de los meses cálidos (TMMC) fue de aproximadamente 18,3  °C, con una TMA general no inferior a 17,4  °C. ^{[ 10 ]} El rango de precipitación anual de Europa Central fue de 1050–1600  mm, según datos de la cantera de Hevlín en la República Checa . ^{[ 11 ]} Los datos climáticos de Polonia y Bulgaria sugieren un gradiente de temperatura latitudinal mínimo en Europa durante el MMCO. ^{[ 12 ]} Las selvas tropicales densas y húmedas cubrían gran parte de Francia , Suiza y el norte de Alemania , mientras que el sur y el centro de España eran áridos y contenían entornos abiertos. ^{[ 13 ]} La cuenca del Ebro del noreste de España era, no obstante, húmeda. ^{[ 14 ]} En la Cuenca de Antepaís Alpino Septentrional (NAFB), el ciclo hidrológico se intensificó durante el MMCO. ^{[ 15 ]} La localidad austriaca de Stetten tenía una temperatura media invernal de 9,6–13,3  °C y una temperatura media estival de 24,7–27,9  °C, en contraste con −1,4  °C y 19,9  °C respectivamente en el presente; las cantidades de precipitación en este sitio fueron de 9–24  mm en invierno y de 204–236  mm en verano. ^{[ 16 ]} Inusualmente, las aguas del fondo de la Cuenca de Viena muestran un marcado enfriamiento durante el MMCO. ^{[ 17 ]} El suroeste de Anatolia estaba dominado por bosques. ^{[ 18 ]}

La ubicación estival de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) en el hemisferio norte se desplazó hacia el norte; debido a que la ZCIT es la zona de máxima precipitación monzónica, la precipitación traída por el Monzón de Verano del Este de Asia (MESA) aumentó sobre el sur de China mientras disminuía simultáneamente sobre Indochina, ^{[ 19 ]} aunque este hallazgo es contradicho por otros estudios que sugieren que el hidroclima del este de Asia fue planetario durante el MMCO en lugar de monzónico. ^{[ 20 ]} La cuenca noroccidental de Junggar tenía un clima cálido y húmedo. ^{[ 21 ]} La meseta tibetana también fue en general más húmeda y cálida. ^{[ 3 ]} El hidroclima del este de Asia durante el MMCO estuvo predominantemente regido por las bandas de excentricidad de 405 kyr y oblicuidad de 173 kyr. ^{[ 22 ]}

En general, el oeste de Norteamérica al norte de los 40° N fue más húmedo que al sur de los 40° N. ^{[ 23 ]} El interior del noroeste del Pacífico experimentó un aumento drástico en las precipitaciones durante el MMCO alrededor de los 15,1 Ma. ^{[ 24 ]} Por el contrario, la región de Mojave del oeste de Norteamérica mostró una tendencia a la sequía. ^{[ 25 ]} A lo largo de la plataforma de Nueva Jersey, el MMCO no produjo ninguna señal climática discernible en relación con intervalos climáticos anteriores o posteriores del Mioceno; las temperaturas aquí pueden haberse mantenido bajas debido a un levantamiento de los Montes Apalaches . ^{[ 26 ]}

El norte de Sudamérica desarrolló una mayor estacionalidad en sus patrones de precipitación como consecuencia de la migración hacia el norte de la ZCIT durante el MMCO. ^{[ 27 ]} La disponibilidad general de humedad aumentó en los Andes centrales. ^{[ 28 ]} El Altiplano boliviano tenía una TAM de 21,5–21,7 ± 2,1  °C, en marcado contraste con su TAM actual de 8–9  °C, mientras que sus patrones de precipitación durante el MMCO eran idénticos a los de hoy. ^{[ 29 ]}

Los modelos climáticos sugieren que el norte de África se habría vuelto más húmedo durante el MMCO. ^{[ 30 ]} El monzón de África Occidental se fortaleció, ^{[ 31 ]} su dinámica estuvo regida durante el inicio del MMCO principalmente por el forzamiento de oblicuidad, coincidiendo esto con un mínimo de excentricidad de 2,4 millones de años. ^{[ 32 ]} El fortalecimiento de los vientos marinos de África Occidental y el aumento de la meteorización continental en el norte de África provocaron la expansión de zonas de mínimo de oxígeno en el Atlántico frente a la costa de África Occidental. ^{[ 33 ]} La península del Cabo en Sudáfrica era significativamente más cálida que en la actualidad, y su entorno fluctuaba entre bosque ribereño abierto y pantano. ^{[ 34 ]}

En la Antártida , las temperaturas medias de verano fueron de aproximadamente 10  °C. ^{[ 35 ]} La capa de hielo de la Antártida Oriental (EAIS) se redujo drásticamente en área, ^{[ 36 ] [ 37 ]} y pudo haber ocupado tan solo el 25 % de su volumen actual. ^{[ 38 ]} Sin embargo, a pesar de su tamaño reducido y su retroceso de la costa antártica, la EAIS se mantuvo relativamente gruesa. ^{[ 39 ]} Además, las capas de hielo polares de la Antártida mostraron una alta variabilidad e inestabilidad durante este período cálido. ^{[ 40 ]}

La modelización de la circulación oceánica muestra que la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico (AMOC) se fortaleció debido al mayor flujo de aguas provenientes de los océanos Pacífico e Índico, resultado de la mayor apertura de los mares de Panamá y Tetis . Esta AMOC más fuerte, a su vez, generó una capa de mezcla más profunda . La Corriente Circumpolar Antártica (ACC) se fortaleció a medida que aumentaba la tensión del viento del oeste y disminuía la extensión del hielo marino antártico . ^{[ 41 ]}

El calentamiento global del MMCO resultó de sus elevadas concentraciones de dióxido de carbono atmosférico en relación con el resto del Neógeno . ^{[ 2 ] [ 42 ]} Los registros basados ​​en boro indican que p CO ₂ varió entre 300 y 500 ppm durante el MMCO. ^{[ 40 ]} Se ha derivado una estimación de p CO ₂ del MMCO de 852 ± 86 ppm a partir de paleosuelos en Railroad Canyon, Idaho . ^{[ 43 ]} Generalmente se acepta que la causa principal de esta alta p CO _{2 es la elevada actividad volcánica.} ^{[ 44 ] [ 45 ] [ 46 ]} La alteración hidrotermal por diques magmáticos y sills de sedimentos ricos en carbono orgánico contribuyó aún más al aumento de p CO ₂ . ^{[ 47 ]} Se cree que la actividad del Grupo Basáltico del Río Columbia (CRBG), una gran provincia ígnea en el noroeste de los Estados Unidos que emitió el 95% de su contenido entre 16,7 y 15,9 Ma, es el evento geológico dominante responsable del MMCO. ^{[ 48 ]} Se ha estimado que el CRBG agregó 4090–5670 Pg de carbono a la atmósfera en total, 3000–4000 Pg de los cuales se descargaron durante las erupciones del Basalto de Grande Ronde, lo que explica gran parte del calor anómalo del MMCO. El dióxido de carbono se liberó tanto directamente de la actividad volcánica como por desgasificación críptica de diques magmáticos intrusivos que liberaron el gas de efecto invernadero de los sedimentos existentes. Sin embargo, la actividad del CRBG y la desgasificación críptica no explican suficientemente el calentamiento antes de 16,3 Ma. ^{[ 49 ]} La mayor actividad tectónica provocó un aumento de la desgasificación volcánica en los márgenes de las placas, causando un alto calor de fondo y complementando la actividad de CRBG para elevar las temperaturas. ^{[ 50 ]}

La disminución del albedo debido a la reducción de los desiertos y la expansión de la cubierta forestal fue una importante retroalimentación positiva que aumentó el calor del MMCO. ^{[ 51 ]}

La naturaleza y magnitud del enterramiento de carbono orgánico durante el MMCO es controvertida. La hipótesis ortodoxa sostiene que el aumento del enterramiento de carbono orgánico en tierras sumergidas por el aumento del nivel del mar fue una importante retroalimentación negativa que inhibió un mayor calentamiento. ^{[ 52 ] [ 53 ]} Esta excursión positiva de carbono se denomina Excursión de Carbono de Monterey, que se registra globalmente, pero principalmente en el Cinturón Circumpacífico. ^{[ 54 ] [ 55 ] [ 56 ]} La Excursión de Monterey parece abarcar el MMCO, lo que significa que esta excursión de carbono comenzó justo antes del óptimo climático y terminó justo después. ^{[ 57 ]} Sin embargo, trabajos recientes han desafiado y contradicho la Hipótesis de Monterey basándose en evidencia que muestra que el MMCO ocurrió durante un intervalo de bajo enterramiento de carbono orgánico, probablemente debido a una mayor descomposición bacteriana de la materia orgánica que recicló el carbono de vuelta al sistema océano-atmósfera, y que este nadir de enterramiento de carbono orgánico contribuyó al calor sostenido del MMCO. ^{[ 58 ]}

La ralentización de la circulación de vuelco meridional como resultado del aumento del nivel del mar, la disminución de la oxigenación del agua y la inestabilidad de las capas de hielo polares puede haber actuado como una retroalimentación que permitió temperaturas globales cálidas prolongadas. ^{[ 59 ]}

Los modelos climáticos sugieren firmemente que aún existen mecanismos de forzamiento y retroalimentación desconocidos, ^{[ 60 ]} ya que la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera y otras condiciones límite conocidas son insuficientes para explicar las altas temperaturas observadas. ^{[ 2 ]}

El mundo del MMCO estaba densamente boscoso; los árboles crecían en todo el Ártico e incluso en partes de la Antártida. ^{[ 2 ]} Las tundras y las tundras boscosas estaban ausentes del Ártico, ^{[ 61 ]} aunque eran una característica prominente de la Antártida al norte de su capa de hielo. ^{[ 62 ]}

El norte de Norteamérica estaba dominado por bosques templados fríos. El oeste de Norteamérica estaba compuesto principalmente por bosques mixtos y perennifolios templados cálidos. ^{[ 23 ]} La evidencia de Succor Creek indica que los cambios florales en el noroeste del Pacífico durante el MMCO estuvieron regidos por cambios de excentricidad. ^{[ 63 ]} En Oregón, el MMCO coincidió con un pico en la diversidad morfológica de ungulados . ^{[ 64 ]} A pesar de los cambios climáticos, los nichos de los équidos de Oregón no cambiaron durante el MMCO. ^{[ 65 ]} Lo que ahora es el desierto de Mojave era una pradera dominada por pastos C ₃ durante el MMCO, ^{[ 25 ]} con zonas ribereñas caracterizadas por hábitats húmedos de dosel cerrado. ^{[ 66 ]} Aunque las plantas C ₄ comenzaron a expandirse en el área durante el MMCO, los herbívoros en la región de Mojave se caracterizaron por una alta fidelidad dietética y continuaron alimentándose principalmente de plantas C ₃ . ^{[ 67 ]} Los descensos del nivel del mar durante el MMCO provocaron la llegada de los gomfoterídeos a la costa sur de Norteamérica. ^{[ 68 ]} Centroamérica tenía vegetación tropical, como la tiene hoy. ^{[ 23 ]} Los mamíferos terrestres en la región tectónicamente activa del oeste de Norteamérica experimentaron un aumento en la aparición de especies. ^{[ 69 ]} Las faunas de mamíferos norteamericanos durante el MMCO tenían niveles de diversidad comparables a la fauna de rumiantes del Serengeti actual . ^{[ 70 ]} Los lepidosaurios tupinambinos , notoriamente termófilos , pudieron habitar el sureste de los Estados Unidos. ^{[ 71 ]}

En Europa, hubo una expansión hacia el norte de plantas termófilas durante el MMCO. ^{[ 10 ]} A lo largo de la costa noroccidental del Paratetis Central, predominó la vegetación de bosque mesófito mixto . ^{[ 72 ]} En la localidad de Stetten, los abetos y píceas aumentaron en abundancia durante las fases transgresivas de los ciclos transgresivos-regresivos forzados por la precesión, mientras que las marismas , muchas de ellas salinas , dominadas por Cyperaceae y los pantanos dominados por Taxodiaceae prevalecieron durante los niveles bajos del mar. ^{[ 16 ]} En alta mar, los arrecifes de coral pudieron desarrollarse en el Paratetis Central. ^{[ 73 ]} Debido a los densos bosques húmedos que cubren el centro oriental de Francia y el norte de Alemania, la riqueza de especies de estas áreas fue alta y los mamíferos estaban dominados por taxones pequeños, mientras que la península ibérica más árida tenía una menor riqueza de especies y una ausencia relativa de mamíferos de tamaño mediano. ^{[ 13 ]} En Polonia, la veta de lignito del centro de Polonia se formó debido a la abundancia de vegetación formadora de turba. ^{[ 74 ]} A lo largo del margen occidental del Paratetis central, la diversidad de primates explotó, probablemente debido al mosaico único de diferentes hábitats que albergaba. ^{[ 75 ]} El género Procervulus pudo diversificar sus hábitos alimenticios como resultado de los efectos del MMCO en la vegetación y la estructura del ecosistema en Europa. ^{[ 76 ]} Europa también contenía una abundancia de vertebrados ectotérmicos debido a su clima mucho más cálido en el MMCO en comparación con el presente. ^{[ 10 ]} Los últimos crocodilomorfos de Europa vivieron durante el final del MMCO. ^{[ 77 ]} En el Paratetis, la biodiversidad marina alcanzó su punto máximo en la culminación del MMCO. ^{[ 78 ]}

Asia Central presenció una expansión de los ecosistemas de estepa, con un aumento en la abundancia tanto de plantas C4 _como de grandes mamíferos adaptados a las estepas abiertas. ^{[ 79 ]} El MMCO pudo haber favorecido la propagación de ponginos en Asia al crear extensiones continuas de bosque subtropical que permitieron la migración de estos simios desde África a Eurasia. ^{[ 80 ]} Hubo una dispersión simultánea de roedores rizomiinos y ctenodactylin a lo largo de este mismo corredor. ^{[ 81 ]} Una dispersión de Uvaria siguió una ruta similar a través de Asia y hacia Australasia. ^{[ 82 ]} Los grandes mamíferos herbívoros del este de Asia aumentaron sustancialmente su diversidad. ^{[ 83 ]} Se observa una radiación importante de plantas C4 _en la Meseta de Loess china durante el MMCO, probablemente debido a un EASM intensificado. ^{[ 84 ]} Los entornos forestales en Asia Oriental también fueron nutridos por un fuerte EASM, especialmente al final del MMCO, ^{[ 85 ]} con ecosistemas de selva tropical que emergieron en China de latitud media. ^{[ 86 ]} En Japón, Pinus mikii pudo prosperar debido a temperaturas más cálidas. ^{[ 87 ]} La costa del suroeste de Japón estaba poblada predominantemente por ostrácodos termófilos. ^{[ 88 ]}

El norte de Sudamérica poseía bosques tropicales perennifolios de hoja ancha. El desierto de Atacama ya existía a lo largo de la costa occidental del centro de Sudamérica y se transformaba gradualmente en matorrales xerófitos templados y bosques y matorrales esclerófilos templados hacia el sur. En el este de Sudamérica, al sur de los 35° S, predominaban los bosques perennifolios y mixtos templados cálidos, junto con pastizales templados. ^{[ 23 ]} El MMCO desempeñó un papel importante en la partición y diversificación de las faunas de mamíferos terrestres de Sudamérica. ^{[ 89 ]} En la Patagonia , el MMCO se asocia con un aumento de icnofósiles producidos por insectos grandes, debido a la alta productividad que permitió que estos insectos se volvieran más abundantes. ^{[ 90 ]}

En África, el aumento de la humedad provocó una expansión de las selvas tropicales que reconectaron hábitats fragmentados de selva tropical separados desde la transición Eoceno-Oligoceno . ^{[ 91 ]} La especiación rápida en Bicyclus , que representa la mayor radiación de mariposas satírinas del continente africano, ocurrió en medio de los cambios climáticos del MMCO. ^{[ 92 ]} Los camaleones enanos africanos experimentaron el inicio de una radiación evolutiva hacia el final del MMCO. ^{[ 93 ]}

Las estimaciones de temperatura del MMCO de 3–4  °C por encima de la media preindustrial son similares a las proyectadas en el futuro por los pronósticos de rango medio del calentamiento global antropogénico realizados por el Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático (IPCC). ^{[ 94 ]} Las estimaciones de p CO ₂ futuro también son notablemente similares a las derivadas para el MMCO. ^{[ 2 ]} Debido a estas muchas similitudes, muchos paleoclimatólogos utilizan el MMCO como análogo de cómo será el clima futuro de la Tierra. ^{[ 1 ] [ 95 ]} Podría decirse que es el mejor de todos los análogos posibles; el p CO ₂ del Plioceno más frío ya se ha superado, mientras que el Eoceno más cálido tuvo temperaturas globales y niveles de dióxido de carbono tan altos que alcanzarlos requeriría escenarios que ya no se consideran realistas ni probables. ^{[ 2 ]}

• Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno
• Óptimo climático del Eoceno temprano
• Óptimo climático del Eoceno medio
• Período cálido del Plioceno medio