Oligoceno
Tercera época del Paleógeno
Oligoceno
33,9 – 23,03 millones
Mapa de la Tierra tal como se veía hace 30 millones de años durante el Oligoceno, Era Rupeliana [ cita requerida ]
Cronología
Etimología
Formalidad del nombreFormal
Nombre ratificado1978
Información de uso
Cuerpo celesteTierra
Uso regionalGlobal ( ICS )
Escala(s) de tiempo utilizadasEscala de tiempo del ICS
Definición
Unidad cronológicaÉpoca
Unidad estratigráficaSerie
Formalidad del lapso de tiempoFormal
Definición del límite inferiorLAD de los foraminíferos planctónicos Hantkenina y Cribrohantkenina
Límite inferior GSSPSección de la cantera de Massignano, Massignano , Ancona , Italia
43°31′58″N 13°36′04″E / 43.5328, -13.6011
Se ratificó el GSSP inferior1992 [3]
Definición del límite superior
Límite superior GSSPTramo Lemme-Carrosio, Carrosio , Italia 44°39′32″N 8°50′11″E / 44.6589°N 8.8364°E / 44.6589; 8.8364
Ratificado el GSSP superior1996

El Oligoceno ( IPA : / ˈ ɒ l ɪ ɡ ə s iː n , -ɡ oʊ - / OL -ə-gə-seen, -⁠goh- ) [4] es una época geológica del Período Paleógeno que se extiende desde aproximadamente el 33,9 millones a 23 millones de años antes del presente (33,9 ± 0,1 a23,03 ± 0,05  Ma ). Al igual que con otros períodos geológicos más antiguos, los lechos de roca que definen la época están bien identificados, pero las fechas exactas del inicio y el final de la época son ligeramente inciertas. El nombre Oligoceno fue acuñado en 1854 por el paleontólogo alemán Heinrich Ernst Beyrich [5] [6] a partir de sus estudios de lechos marinos en Bélgica y Alemania. [7] El nombre proviene del griego antiguo ὀλίγος ( olígos ) 'pocos' y καινός ( kainós ) 'nuevo', [8] y se refiere a la escasez de formas existentes de moluscos . El Oligoceno es precedido por la Época del Eoceno y es seguido por la Época del Mioceno . El Oligoceno es la tercera y última época del Período Paleógeno .

El Oligoceno se considera a menudo un período importante de transición, un vínculo entre el mundo arcaico del Eoceno tropical y los ecosistemas más modernos del Mioceno. [9] Los principales cambios durante el Oligoceno incluyeron una expansión global de los pastizales y una regresión de los bosques tropicales de hoja ancha al cinturón ecuatorial .

El inicio del Oligoceno está marcado por un notable evento de extinción llamado el Gran Golpe de Estado ; en él, la fauna europea fue reemplazada por la fauna asiática , con excepción de las familias endémicas de roedores y marsupiales . Por el contrario, el límite Oligoceno-Mioceno no se establece en un evento mundial fácilmente identificable, sino en límites regionales entre el Oligoceno tardío, más cálido, y el Mioceno, relativamente más frío.

Límites y subdivisiones

El límite inferior del Oligoceno (su Sección y Punto Estratotípico de Límite Global o GSSP) se ubica en la última aparición del género de foraminíferos Hantkenina en una cantera en Massignano , Italia . Sin embargo, este GSSP ha sido criticado por excluir la parte más superior de la Etapa Priaboniana tipo Eoceno y porque es ligeramente anterior a los cambios climáticos importantes que forman marcadores naturales para el límite, como el cambio isotópico global de oxígeno que marca la expansión de la glaciación antártica (el evento Oi1). [10]

El límite superior del Oligoceno está definido por su GSSP en Carrosio , Italia , que coincide con la primera aparición del foraminífero Paragloborotalia kugleri y con la base de la cronozona de polaridad magnética C6Cn.2n. [11]

Los estadios faunísticos del Oligoceno , desde el más joven al más antiguo, son: [3] [12]

Chattiano u Oligoceno tardío ( 27,82   –   23,03 millones de años )
Rupeliano o Oligoceno temprano ( 33,9   –   27,82 millones de años )
Subdivisiones del Oligoceno

Tectónica y paleogeografía

Neotethys durante el Oligoceno (Rupeliense, 33,9–28,4 millones de años)

Durante el Oligoceno, los continentes continuaron desplazándose hacia sus posiciones actuales. [13] [14] La Antártida se volvió más aislada a medida que se establecían canales oceánicos profundos entre la Antártida y Australia y Sudamérica . Australia se había estado separando muy lentamente de la Antártida Occidental desde el Jurásico, pero el momento exacto del establecimiento de canales oceánicos entre los dos continentes sigue siendo incierto. Sin embargo, una estimación es que un canal profundo estaba en su lugar entre los dos continentes a fines del Oligoceno temprano. [15] El momento de la formación del Pasaje de Drake entre Sudamérica y la Antártida también es incierto, con estimaciones que van desde 49 a 17 millones de años (desde el Eoceno temprano hasta el Mioceno), [16] pero la circulación oceánica a través del Pasaje de Drake también puede haber estado en su lugar a fines del Oligoceno temprano. [17] [15] Esto puede haber sido interrumpido por una constricción temporal del Pasaje de Drake desde algún momento entre mediados y finales del Oligoceno (29 a 22 millones de años atrás) hasta el Mioceno medio (15 millones de años atrás). [18]

La reorganización de las placas tectónicas oceánicas del noreste del Pacífico, que había comenzado en el Paleoceno, culminó con la llegada de las zonas de fractura de Murray y Mendocino a la zona de subducción de América del Norte en el Oligoceno. Esto inició el movimiento de deslizamiento a lo largo de la falla de San Andrés y la tectónica extensional en la provincia de Basin and Range , [19] terminó el vulcanismo al sur de las Cascadas y produjo la rotación en el sentido de las agujas del reloj de muchos terrenos del oeste de América del Norte. Las Montañas Rocosas estaban en su apogeo. Se estableció un nuevo arco volcánico en el oeste de América del Norte, muy al interior de la costa, que se extendía desde el centro de México a través del campo volcánico Mogollon-Datil hasta el campo volcánico de San Juan , luego a través de Utah y Nevada hasta las ancestrales Cascadas del Norte. Enormes depósitos de ceniza de estos volcanes crearon los Grupos White River y Arikaree de las Altas Planicies, con sus excelentes yacimientos fósiles. [20]

Entre 31 y 26 millones de años atrás, los basaltos de inundación continentales de Etiopía y Yemen fueron colocados por la gran provincia ígnea de África Oriental , que también inició el rifting a lo largo del Mar Rojo y el Golfo de Adén . [21]

Los Alpes se elevaban rápidamente en Europa a medida que la placa africana continuaba avanzando hacia el norte hacia la placa euroasiática , aislando los restos del mar de Tetis . [13] [22] Los niveles del mar eran más bajos en el Oligoceno que a principios del Eoceno, exponiendo grandes llanuras costeras en Europa y la costa del Golfo y la costa atlántica de América del Norte. El mar de Obik , que había separado a Europa de Asia, se retiró a principios del Oligoceno, creando una conexión terrestre persistente entre los continentes. [13] El mar de Paratetis se extendía desde lo que ahora es la península de los Balcanes a través de Asia central hasta la región de Tian Shan de lo que ahora es Xinjiang . [23] Parece haber habido un puente terrestre a principios del Oligoceno entre América del Norte y Europa, ya que las faunas de las dos regiones son muy similares. [24] Sin embargo, hacia el final del Oligoceno, hubo una breve incursión marina en Europa. [25] [26]

El ascenso del Himalaya durante el Oligoceno sigue siendo poco conocido. Una hipótesis reciente es que un microcontinente separado chocó con el sur de Asia a principios del Eoceno, y que la propia India no chocó con el sur de Asia hasta finales del Oligoceno. [27] [28] La meseta tibetana puede haber alcanzado casi su elevación actual a finales del Oligoceno. [29]

Los Andes se convirtieron en una importante cadena montañosa por primera vez en el Oligoceno, cuando la subducción se hizo más directa hacia la costa. [20] [30]

Clima

El cambio climático durante los últimos 65 millones de años [31]

El clima durante el Oligoceno reflejó una tendencia general al enfriamiento posterior al Óptimo Climático del Eoceno Temprano . Esto transformó el clima de la Tierra de un clima de invernadero a un clima de invernadero. [32]

Transición Eoceno-Oligoceno y evento Oi1

La transición Eoceno-Oligoceno fue un importante evento de enfriamiento y reorganización de la biosfera, [33] [34] siendo parte de una tendencia más amplia de enfriamiento global que duró desde el Bartoniano hasta el Rupeliano. [35] [36] La transición está marcada por el evento Oi1, una excursión de isótopos de oxígeno que ocurrió hace aproximadamente 33,55 millones de años, [37] durante el cual las proporciones de isótopos de oxígeno disminuyeron en un 1,3 ‰ . Se estima que alrededor del 0,3-0,4 ‰ de esto se debe a una importante expansión de las capas de hielo de la Antártida. El 0,9 a 1,0 ‰ restante se debió a aproximadamente 5 a 6 °C (9 a 10 °F) de enfriamiento global . [32] La transición probablemente tuvo lugar en tres pasos muy espaciados durante el período de 33,8 a 33,5 millones de años. Al final de la transición, el nivel del mar había descendido 105 metros (344 pies) y las capas de hielo eran un 25% más extensas que en el mundo moderno. [38]

Los efectos de la transición se pueden ver en el registro geológico en muchos lugares del mundo. Los volúmenes de hielo aumentaron a medida que la temperatura y los niveles del mar bajaron. [39] Los lagos de playa de la meseta tibetana desaparecieron en la transición, lo que indica un enfriamiento y aridificación de Asia central. [40] Los recuentos de polen y esporas en sedimentos marinos del mar de Noruega y Groenlandia indican una caída de las temperaturas invernales en latitudes altas de aproximadamente 5 °C (9,0 °F) justo antes del evento Oi1. [41] Los pozos que datan de la deriva del sudeste de las Islas Feroe indican que la circulación oceánica profunda desde el océano Ártico hasta el océano Atlántico Norte comenzó a principios del Oligoceno. [42]

El mejor registro terrestre del clima del Oligoceno proviene de América del Norte, donde las temperaturas cayeron entre 7 y 11 °C (13 a 20 °F) en el Oligoceno más temprano. Este cambio se observa desde Alaska hasta la Costa del Golfo. Los paleosuelos del Eoceno superior reflejan una precipitación anual de más de un metro de lluvia, pero la precipitación del Oligoceno temprano fue menos de la mitad. [43] [44] En el centro de América del Norte, el enfriamiento fue de 8,2 ± 3,1 °C durante un período de 400.000 años, aunque hay pocos indicios de un aumento significativo de la aridez durante este intervalo. [45] Los restos arrastrados por el hielo en el mar de Noruega y Groenlandia indicaron que habían aparecido glaciares en Groenlandia al comienzo del Oligoceno. [46]

Las capas de hielo continentales en la Antártida alcanzaron el nivel del mar durante la transición. [47] [48] [49] Los restos arrastrados por los glaciares del Oligoceno temprano en el mar de Weddell y la meseta Kerguelen , en combinación con el cambio de isótopos Oi1, proporcionan evidencia inequívoca de una capa de hielo continental en la Antártida a principios del Oligoceno. [50]

Las causas de la transición Eoceno-Oligoceno aún no se comprenden completamente. [51] El momento no es el adecuado para que esto se deba a eventos de impacto conocidos o a la actividad volcánica en la meseta etíope. [52] Se han propuesto otros dos posibles impulsores del cambio climático, no mutuamente excluyentes. [51] El primero es el aislamiento térmico del continente de la Antártida por el desarrollo de la Corriente Circumpolar Antártica . [17] [48] [14] Los núcleos de aguas profundas del sur de Nueva Zelanda sugieren que las corrientes frías de aguas profundas estaban presentes a principios del Oligoceno. [52] Sin embargo, el momento de este evento sigue siendo controvertido. [53] La otra posibilidad, para la que hay evidencia considerable, es una caída en los niveles de dióxido de carbono atmosférico ( pCO2 ) durante la transición. [51] [54] [35] Se estima que el pCO2 cayó justo antes de la transición, a 760 ppm en el pico de crecimiento de la capa de hielo, luego se recuperó ligeramente antes de reanudar una caída más gradual. [55] Los modelos climáticos sugieren que la glaciación de la Antártida tuvo lugar sólo cuando el pCO2 cayó por debajo de un valor umbral crítico. [56]

Las proporciones de isótopos de oxígeno de los braquiópodos de Nueva Zelanda sugieren que se desarrolló una convergencia protosubtropical durante el Oligoceno temprano, en la que el norte de Nueva Zelanda era subtropical y el sur y el este del país estaban enfriados por agua fría subantártica. [57]

Clima del Oligoceno medio y el evento Oi2

El clima del Oligoceno posterior al evento Eoceno-Oligoceno es poco conocido. [58] Hubo varios pulsos de glaciación en el Oligoceno medio, aproximadamente en la época del cambio del isótopo de oxígeno Oi2. Esto llevó a la mayor caída del nivel del mar en los últimos 100 millones de años, de unos 75 metros (246 pies). Esto se refleja en una incisión de las plataformas continentales y discordancias en las rocas marinas de todo el mundo a mediados del Oligoceno. [43]

Algunas evidencias sugieren que el clima se mantuvo cálido en latitudes altas [58] [59] incluso cuando las capas de hielo experimentaron un crecimiento y retroceso cíclicos en respuesta a la fuerza orbital y otros factores climáticos. [60] Otras evidencias indican un enfriamiento significativo en latitudes altas. [47] [61] Parte de la dificultad puede ser que hubo fuertes variaciones regionales en la respuesta a los cambios climáticos. La evidencia de un Oligoceno relativamente cálido sugiere un estado climático enigmático, ni de invernadero ni de glaciar. [62]

Calentamiento del Oligoceno tardío

Es probable que a finales del Oligoceno (hace entre 26,5 y 24 millones de años) se produjera una tendencia al calentamiento a pesar de los bajos niveles de pCO2, aunque esto parece variar según la región. [63] Sin embargo, la Antártida permaneció fuertemente glaciada durante este período de calentamiento. [64] [65] El calentamiento del Oligoceno tardío es perceptible en los recuentos de polen de la meseta tibetana, que también muestran que el monzón del sur de Asia ya se había desarrollado a finales del Oligoceno. [66] Alrededor de 25,8 millones de años, el monzón del sur de Asia atravesó un episodio de importante intensificación provocado por el levantamiento de la meseta tibetana. [67]

En el estrecho de McMurdo y la isla Rey Jorge se registra un profundo evento glaciar límite del Oligoceno-Mioceno de 400.000 años de duración . [68]

Biosfera

Restauración de Nimravus (extremo izquierdo) y otros animales de la Formación Turtle Cove

El clima del Eoceno temprano era muy cálido, con cocodrilos y plantas templadas prosperando al norte del Círculo Polar Ártico . La tendencia al enfriamiento que comenzó en el Eoceno medio continuó en el Oligoceno, llevando ambos polos muy por debajo del punto de congelación por primera vez en el Fanerozoico . El clima de enfriamiento, junto con la apertura de algunos puentes terrestres y el cierre de otros, condujo a una profunda reorganización de la biosfera y la pérdida de diversidad taxonómica. Los animales terrestres y los organismos marinos alcanzaron un mínimo de diversidad del Fanerozoico a finales del Oligoceno, y los bosques templados y las selvas del Eoceno fueron reemplazados por bosques y matorrales. El cierre de la vía marítima de Tetis destruyó su biota tropical. [69]

Flora

El evento Oi1 de la transición Eoceno-Oligoceno cubrió el continente antártico con capas de hielo, dejando a Nothofagus , musgos y helechos aferrados a la vida alrededor de la periferia de la Antártida en condiciones de tundra. [56]

Las angiospermas continuaron su expansión por todo el mundo a medida que los bosques tropicales y subtropicales fueron reemplazados por bosques caducifolios templados . Las llanuras abiertas y los desiertos se volvieron más comunes y las gramíneas se expandieron desde su hábitat de ribera en el Eoceno hacia áreas abiertas. [70] La disminución de pCO2 favoreció la fotosíntesis C4 , [71] que se encuentra solo en las angiospermas y es particularmente característica de las gramíneas. [72] Sin embargo, incluso al final del período, las gramíneas no eran lo suficientemente comunes para las sabanas modernas . [70]

En América del Norte, gran parte del bosque denso fue reemplazado por matorrales irregulares con bosques riparios. [43] [44] Las especies subtropicales dominaron con anacardos [73] y árboles de lichi presentes, [74] y plantas leñosas templadas como rosas , hayas , [75] y pinos [76] eran comunes. Las leguminosas se extendieron, [77] mientras que las juncias [78] y los helechos continuaron su ascenso. [79]

En Europa, los conjuntos florales se vieron cada vez más afectados por el fortalecimiento de la estacionalidad en relación con la actividad de los incendios forestales. [80]

La flora megafósil de Ha Long de la Formación Dong Ho del Oligoceno muestra que la flora del Oligoceno de lo que hoy es Vietnam era muy similar a su flora actual. [81]

Fauna

Restauración de la vida de Daeodon
Paraceratherium restaurado junto a Hyaenodon

La mayoría de las familias de mamíferos existentes habían aparecido a finales del Oligoceno. Estas incluían caballos primitivos de tres dedos, rinocerontes, camellos, ciervos y pecaríes. Carnívoros como perros , nimrávidos , osos, comadrejas y mapaches comenzaron a reemplazar a los creodontos que habían dominado el Paleoceno en el Viejo Mundo. Los roedores y conejos experimentaron una tremenda diversificación debido al aumento de hábitats adecuados para los comedores de semillas que viven en el suelo, a medida que disminuyeron los hábitats para los comedores de nueces y frutas similares a las ardillas. Los primates, una vez presentes en Eurasia, se redujeron en su área de distribución a África y Sudamérica. [82] Muchos grupos, como los équidos , [83] entelodontos , rinocerontes , mericoidodontes y camélidos , se volvieron más capaces de correr durante este tiempo, adaptándose a las llanuras que se extendían a medida que retrocedían las selvas tropicales del Eoceno. [84] Los brontoterios se extinguieron en el Oligoceno temprano, y los creodontos se extinguieron fuera de África y Oriente Medio al final del período. Los multituberculados , un antiguo linaje de mamíferos primitivos que se originaron en el Jurásico , también se extinguieron en el Oligoceno, aparte de los gondwanaterios . [85]

La transición Eoceno-Oligoceno en Europa y Asia ha sido caracterizada como el Grande Coupure. [86] La reducción del nivel del mar cerró el estrecho de Turgai a través del mar de Obik, que anteriormente separaba Asia de Europa. Esto permitió que los mamíferos asiáticos, como los rinocerontes y los rumiantes , ingresaran a Europa y llevaran a las especies endémicas a la extinción. [82] Se produjeron cambios menores de fauna simultáneamente con el evento Oi2 y hacia el final del Oligoceno. [87] Hubo una diversificación significativa de mamíferos en Eurasia, incluidos los indricoterios gigantes , que crecieron hasta 6 metros (20 pies) en el hombro y pesaron hasta 20 toneladas. Paraceratherium fue uno de los mamíferos terrestres más grandes que jamás haya caminado sobre la Tierra. [88] Sin embargo, los indricoterios fueron una excepción a una tendencia general de los mamíferos del Oligoceno a ser mucho más pequeños que sus contrapartes del Eoceno. [70] Los primeros ciervos, jirafas, cerdos y ganado aparecieron a mediados del Oligoceno en Eurasia. [82] El primer félido , Proailurus , se originó en Asia a finales del Oligoceno y se extendió a Europa. [89]

Recuperación de la vida de Paraphysornis

Hubo solo una migración limitada entre Asia y América del Norte. [82] El enfriamiento de América del Norte central en la transición Eoceno-Oligoceno resultó en una gran renovación de gasterópodos, anfibios y reptiles. Los mamíferos se vieron mucho menos afectados. [45] Los cocodrilos y las tortugas de estanque fueron reemplazados por tortugas de tierra firme. Los moluscos cambiaron a formas más tolerantes a la sequía. [43] La fauna del río Blanco de América del Norte central habitaba un hogar de pradera semiárida e incluía entelodontes como Archaeotherium , camélidos (como Poebrotherium ), rinoceratoides corredores , équidos de tres dedos (como Mesohippus ), nimrávidos , protocerátidos y cánidos tempranos como Hesperocyon . [90] Los meroidodontes, un grupo americano endémico, fueron muy diversos durante este tiempo. [91]

Aegyptopithecus es un catarrino fósil tempranoque es anterior a la divergencia entre los hominoides ( simios ) y los monos del Viejo Mundo .

Australia y Sudamérica quedaron geográficamente aisladas y desarrollaron su propia fauna endémica distintiva, que incluía a los monos del Nuevo Mundo y del Viejo Mundo. El continente sudamericano fue el hogar de animales como los pirotéridos y los astrapotéridos , así como de los litopternos y los notoungulados . Los sebecosuquios , los pájaros del terror y los metateres carnívoros , como los borhiénidos , siguieron siendo los depredadores dominantes. [92]

África también estaba relativamente aislada y conservaba su fauna endémica, que incluía mastodontes, damanes, arsinoiteros y otras formas arcaicas. [82] Egipto en el Oligoceno era un entorno de deltas frondosos y boscosos. [93] Sin embargo, el Oligoceno temprano vio una importante reducción en la diversidad de muchos clados de mamíferos afroárabes, incluidos los hienodontes, los primates y los roedores histricognatos y anomaluroideos. [94]

Durante el Oligoceno, el punto caliente de biodiversidad marina de Tetis colapsó a medida que el océano de Tetis se contraía. Los mares alrededor del sudeste asiático y Australia se convirtieron en el nuevo punto caliente dominante de biodiversidad marina. [95] En el mar, el 97% de las especies de caracoles marinos, el 89% de las almejas y el 50% de los equinodermos de la costa del Golfo no sobrevivieron más allá del Oligoceno temprano. Evolucionaron nuevas especies, pero la diversidad general disminuyó. Los moluscos de agua fría migraron alrededor de la Cuenca del Pacífico desde Alaska y Siberia. [82] Los animales marinos de los océanos del Oligoceno se parecían a la fauna actual, como los bivalvos . Los cirratúlidos calcáreos aparecieron en el Oligoceno. [96]

El Oligoceno vio la aparición de los peces loro, ya que el centro de la biodiversidad marina se desplazó desde el Tetis central hacia el este hasta el Indopacífico. [97] El registro fósil de los mamíferos marinos es un poco irregular durante este tiempo, y no es tan conocido como el Eoceno o el Mioceno, pero se han encontrado algunos fósiles. Las ballenas barbadas y las ballenas dentadas acababan de aparecer, y sus antepasados, los cetáceos arqueocetos, comenzaron a disminuir en diversidad debido a su falta de ecolocalización, que era muy útil a medida que el agua se volvía más fría y turbia. Otros factores de su declive podrían incluir los cambios climáticos y la competencia con los cetáceos modernos actuales y los tiburones réquiem , que también aparecieron en esta época. Los primeros desmostilios , como Behemotops , se conocen del Oligoceno. Los pinnípedos aparecieron cerca del final de la época a partir de un antepasado parecido a la nutria . [98]

Océanos

En el Oligoceno se inicia la circulación oceánica moderna, con desplazamientos tectónicos que provocan la apertura y el cierre de las puertas oceánicas. El enfriamiento de los océanos ya había comenzado en el límite entre el Eoceno y el Oligoceno [99] y continuó enfriándose a medida que avanzaba el Oligoceno. La formación de capas de hielo permanentes en la Antártida durante el Oligoceno temprano y la posible actividad glacial en el Ártico pueden haber influido en este enfriamiento oceánico, aunque el alcance de esta influencia todavía es motivo de importantes controversias.

Efectos de las puertas oceánicas sobre la circulación

La apertura y el cierre de las puertas oceánicas: la apertura del paso de Drake , la apertura de la puerta de Tasmania y el cierre de la vía marítima de Tetis , junto con la formación final de la dorsal de Groenlandia , Islandia y las Islas Feroe , desempeñaron un papel vital en la remodelación de las corrientes oceánicas durante el Oligoceno. A medida que los continentes fueron cambiando a una configuración más moderna, también lo hizo la circulación oceánica. [100]

Pasaje de Drake

Cambios oceánicos circunantárticos del Eoceno-Oligoceno

El Pasaje de Drake está ubicado entre Sudamérica y la Antártida . Una vez que se abrió la Puerta de Tasmania entre Australia y la Antártida, lo único que evitó que la Antártida quedara completamente aislada por el Océano Austral fue su conexión con Sudamérica. A medida que el continente sudamericano se movía hacia el norte, el Pasaje de Drake se abrió y permitió la formación de la Corriente Circumpolar Antártica (ACC), que habría mantenido las aguas frías de la Antártida circulando alrededor de ese continente y fortalecido la formación del Agua de Fondo Antártica (ABW). [100] [101] Con el agua fría concentrada alrededor de la Antártida, las temperaturas de la superficie del mar y, en consecuencia, las temperaturas continentales habrían disminuido. El inicio de la glaciación antártica ocurrió durante el Oligoceno temprano, [102] y el efecto de la apertura del Pasaje de Drake en esta glaciación ha sido objeto de mucha investigación. Sin embargo, todavía existe cierta controversia en cuanto al momento exacto de la apertura del pasaje, si ocurrió a principios del Oligoceno o más cerca del final. Aun así, muchas teorías coinciden en que en el límite Eoceno/Oligoceno (E/O) existía un flujo aún poco profundo entre Sudamérica y la Antártida, lo que permitió el inicio de una Corriente Circumpolar Antártica. [103]

El debate sobre la influencia que tuvo la apertura del Pasaje de Drake en el clima global surge a partir de la cuestión de cuándo se produjo la apertura del Pasaje de Drake. Si bien los primeros investigadores concluyeron que la aparición del Pasaje de Drake fue muy importante, tal vez incluso el detonante, de la glaciación antártica [100] y el enfriamiento global posterior, otros estudios han sugerido que la señal de δ 18 O es demasiado fuerte para que la glaciación sea el principal detonante del enfriamiento. [103] A través del estudio de los sedimentos del Océano Pacífico, otros investigadores han demostrado que la transición de las temperaturas cálidas del océano Eoceno a las temperaturas frías del océano Oligoceno tomó solo 300.000 años, [99] lo que implica firmemente que las retroalimentaciones y otros factores además del Pasaje de Drake fueron fundamentales para el rápido enfriamiento. [99]

La última hipótesis sobre la apertura del Paso de Drake es a principios del Mioceno. [99] A pesar del flujo superficial entre Sudamérica y la Antártida, no había una abertura en aguas profundas lo suficientemente grande como para permitir un flujo significativo que creara una verdadera Corriente Circumpolar Antártica. Si la apertura se produjo tan tarde como se ha planteado, entonces la Corriente Circumpolar Antártica no podría haber tenido un gran efecto en el enfriamiento del Oligoceno temprano, ya que no habría existido.

La primera hipótesis sobre la apertura del Pasaje de Drake es de alrededor de 30 Ma. [99] Uno de los posibles problemas con esta cronología fue la acumulación de desechos continentales en la vía marítima entre las dos placas en cuestión. Un estudio reciente ha demostrado que estos desechos, junto con lo que se conoce como la Zona de Fractura de Shackleton , son bastante jóvenes, con solo unos 8 millones de años. [101] El estudio concluye que el Pasaje de Drake estaría libre para permitir un flujo significativo de aguas profundas alrededor de 31 Ma. Esto habría facilitado un inicio más temprano de la Corriente Circumpolar Antártica. Hay algunas pruebas de que ocurrió mucho antes, durante el Eoceno temprano. [104]

Apertura de la Puerta de Tasmania

La otra puerta oceánica importante que se abrió durante este período fue la puerta de entrada de Tasmania, o de Tasmania, según el artículo, entre Australia y la Antártida. El marco temporal de esta apertura es menos controvertido que el del paso de Drake y se considera en gran medida que ocurrió alrededor de 34 millones de años atrás. A medida que la puerta de entrada se ensanchaba, la corriente circumpolar antártica se fortalecía.

Cierre de la vía marítima de Tetis

La vía marítima de Tetis no era una puerta de entrada, sino un mar en sí misma. Su cierre durante el Oligoceno tuvo un impacto significativo tanto en la circulación oceánica como en el clima. Las colisiones de la placa africana con la placa europea y del subcontinente indio con la placa asiática cortaron la vía marítima de Tetis que había proporcionado una circulación oceánica de baja latitud. [105] El cierre de Tetis creó algunas nuevas montañas (la cordillera de Zagros) y extrajo más dióxido de carbono de la atmósfera, lo que contribuyó al enfriamiento global. [106]

Groenlandia-Islandia-Islas Feroe

La separación gradual del grupo de corteza continental y la profundización de la dorsal tectónica en el Atlántico Norte que se convertiría en Groenlandia, Islandia y las Islas Feroe ayudaron a aumentar el flujo de aguas profundas en esa zona. [102] Más adelante se dará más información sobre la evolución de las aguas profundas del Atlántico Norte.

Enfriamiento del océano

La evidencia de un enfriamiento de todo el océano durante el Oligoceno se encuentra principalmente en indicadores isotópicos. Los patrones de extinción [107] y de migración de especies [108] también se pueden estudiar para obtener información sobre las condiciones del océano. Durante un tiempo, se pensó que la glaciación de la Antártida podría haber contribuido significativamente al enfriamiento del océano, sin embargo, la evidencia reciente tiende a negarlo. [101] [109]

Aguas profundas

Reconstrucción de Aglaocetus moreni

La evidencia isotópica sugiere que durante el Oligoceno temprano, la principal fuente de agua profunda fue el Pacífico Norte y el Océano Austral . A medida que la dorsal de Groenlandia-Islandia-Faroe se hundió y conectó así el mar de Noruega y Groenlandia con el Océano Atlántico, las aguas profundas del Atlántico Norte también comenzaron a entrar en juego. Los modelos informáticos sugieren que una vez que esto ocurrió, comenzó una circulación termohalina de apariencia más moderna. [105]

La evidencia del inicio temprano del Oligoceno de las aguas profundas frías del Atlántico Norte se encuentra en los inicios de la deposición de sedimentos a la deriva en el Atlántico Norte, como las derivas de Feni y del sudeste de las Islas Feroe. [102]

El enfriamiento de las aguas profundas del Océano Austral comenzó en serio una vez que la Puerta de Tasmania y el Pasaje de Drake se abrieron completamente. [101] Independientemente del momento en que se produjo la apertura del Pasaje de Drake, el efecto sobre el enfriamiento del Océano Austral habría sido el mismo.

Eventos de impacto

Impactos extraterrestres registrados:

  • Cráter de impacto Haughton , Nunavut , Canadá (23 Ma, cráter de 24 km (15 mi) de diámetro; ahora se considera cuestionable como un evento del Oligoceno; análisis posteriores han concluido que el cráter data de hace 39 Ma, ubicando el evento en el Eoceno). [110] [111]

Explosiones supervolcánicas

Véase también

Referencias

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