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5.3.3 Cenozoico clima
Negli ultimi 65 milioni di anni, la concentrazione di CO2 è gradualmente diminuito da più di 1000 ppmv (parti per milione in volume) durante il Paleocene e l’inizio dell’Eocene epoche a meno di 300 ppmv durante il Pleistocene., Questa diminuzione a lungo termine è in parte dovuta alle emissioni vulcaniche, che erano particolarmente grandi durante il Paleocene e l’Eocene, ma che sono diminuite da allora, e ai cambiamenti nel tasso di alterazione delle rocce di silicato. Il calo della concentrazione di CO2 è associato a un raffreddamento dalle condizioni calde del primo Eocene ottimale climatico tra 52 e 50 milioni di anni fa (Fig. 5.13)., Questo cambiamento è spesso definito come una transizione da un clima a serra a una ghiacciaia, in cui sono presenti lastre di ghiaccio sull’Antartide (a partire da circa 35 milioni di anni) e sulla Groenlandia (a partire da circa 3 milioni di anni fa).
Le ricostruzioni climatiche di questa epoca sono spesso basate sulla composizione isotopica dell’ossigeno del guscio di piccoli organismi marini chiamati foraminiferi (Fig. 5.13). La temperatura influenza il frazionamento isotopico 18O / 16O tra l’acqua di mare e gli ioni carbonati che formano il guscio., Per alcune specie il rapporto temperatura-frazionamento è ben noto e sembra rimanere stabile nel tempo. Quindi misurare la composizione isotopica del guscio rimane nei sedimenti fornisce stime delle temperature passate. Questa relazione è strettamente valida solo per le condizioni di assenza di ghiaccio poiché le lastre di ghiaccio sono costruite da acqua che precipita ad alte latitudini che è caratterizzata da un’abbondanza relativa di 18O molto bassa. La crescita delle lastre di ghiaccio è quindi associata a una diminuzione globale della quantità di 16O disponibile negli altri bacini, in particolare nell’oceano., Di conseguenza, il segnale registrato nel guscio dei foraminiferi diventa correlato a una miscela di influenze di temperatura e volume di ghiaccio. In modo simile a quello per 13C (Eq. 5.4), il segnale isotopico è descritta utilizzando il valore di delta δ18O definito come:
| δ18O=18O/16Osample18O/16Ostandard-1.1000 | (5.5) |
Figura 5.,13: Lo sviluppo del clima globale negli ultimi 65 milioni di anni sulla base di misurazioni di isotopi di ossigeno in acque profonde nel guscio dei foraminiferi bentonici (cioè foraminiferi che vivono sul fondo dell’oceano). La scala di temperatura δ18O, sull’asse destro, è valida solo per un oceano privo di ghiaccio. Si applica quindi solo al tempo precedente l’inizio della glaciazione su larga scala in Antartide (circa 35 milioni di anni fa, vedi inserto nell’angolo in alto a sinistra). Figura da Zachos et al. (2008). Ristampato con il permesso di Macmillan Publishers Ltd: Natura, diritto d’autore 2008.,
60 milioni di anni fa, la posizione dei continenti era abbastanza vicina a quella dei giorni nostri (Fig. 5.14). Tuttavia, un mare relativamente grande era presente tra il Nord e il Sud America mentre l’Antartide era ancora collegata al Sud America. Il sollevamento di Panama e la chiusura del mare dell’America Centrale hanno probabilmente modificato la circolazione nell’Oceano Atlantico, probabilmente influenzando la glaciazione sulla Groenlandia., Ancora più importante, l’apertura, l’approfondimento e l’ampliamento di Drake (tra il Sud America e l’Antartide) e il Passaggio della Tasmania (tra l’Australia e l’Antartide), ha consentito la formazione di un’intensa Corrente Antartica Circumpolare che isola Antartide dall’influenza del più mite medie latitudini e aumentato il raffreddamento. Infine, il sollevamento dell’Himalaya e dell’Altopiano tibetano ha fortemente modificato la circolazione monsonica in queste regioni., Questi pochi esempi illustrano la forza della forza trainante associata ai cambiamenti nelle condizioni al contorno dovuti alla tettonica a placche. Questo ruolo non deve essere sottovalutato.
Oltre alle variazioni di bassa frequenza sopra descritte, negli archivi geologici sono registrati anche eventi relativamente brevi. Uno dei più spettacolari è il grande impatto di meteoriti che si è verificato 65 milioni di anni fa al confine tra il Cretaceo e il periodo Terziario (o confine K-T)., È stato ipotizzato che questo cataclisma abbia causato l’estinzione di molte specie vegetali e animali, inclusi i dinosauri, ma il suo impatto climatico non è ben noto e la sua influenza a lungo termine non è chiara. Il riscaldamento durante il Paleocene Eocene Massimo termico (PETM, 55 milioni di anni fa, vedi Fig. 5.13), che ha avuto anche un forte impatto sulla vita sulla Terra, è meglio documentato. Durante questo evento durato meno di 170 000 anni, la temperatura globale è aumentata di oltre 5 ° C in meno di 10 000 anni., Questo periodo è anche caratterizzato da una massiccia iniezione di carbonio nel sistema atmosfera-oceano come registrato dalle variazioni del δ13C misurate nei sedimenti. La fonte di questi massicci input di carbonio rimane incerta. Può essere correlato al vulcanismo, o al rilascio del metano immagazzinato nei sedimenti dei margini continentali. In alternativa, il metano in queste regioni potrebbe essere stato destabilizzato dal riscaldamento iniziale, con conseguente forte feedback positivo.
Più vicino al presente, grandi fluttuazioni climatiche si sono verificate negli ultimi 5 milioni di anni., Questo non è chiaro alla scala di Fig. 5.13, ma un grafico a risoluzione più alta mostra fluttuazioni con un periodo dominante di 100 000 anni per l’ultimo milione di anni e 41 000 anni prima (Fig. 5.15). Tali periodicità sono molto probabilmente correlate alle variazioni dell’insolazione, come discusso di seguito.
Figura 5.15: δ18O bentonico, che misura il volume globale di ghiaccio e la temperatura degli oceani profondi, negli ultimi 5,3 milioni di anni come dato dalla media dei record distribuiti a livello globale. Dati da Lisiecki e Raymo (2005). Fontehttp://www.lorraine-lisiecki.com/stack.html., Riprodotto con permesso.
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