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5.3.3 Cenozóica clima
Nos últimos 65 milhões de anos, a concentração de CO2 diminuiu gradualmente de mais de 1000 ppmv (parte por milhão em volume) durante o Paleocene e o início do Eoceno épocas para menos de 300 ppmv durante o Pleistoceno., Esta diminuição a longo prazo deve-se em parte às emissões vulcânicas, que foram particularmente grandes durante o Paleoceno e Eoceno, mas que diminuíram desde então, e a mudanças na taxa de meteorização de rochas de silicato. O declínio da concentração de CO2 está associado a um resfriamento das condições quentes do ideal climático do início do Eoceno entre 52 e 50 milhões de anos atrás (Fig. 5.13)., Esta mudança é muitas vezes referida como uma transição de um clima de estufa para uma geleira, na qual lençóis de gelo estão presentes sobre a Antártida (começando em torno de 35 milhões de anos) e sobre a Groenlândia (começando em torno de 3 milhões de anos atrás).
as reconstruções climáticas para esta época são muitas vezes baseadas na composição isotópica do oxigênio da concha de pequenos organismos marinhos chamados foraminifera (Fig. 5.13). A temperatura influencia o fraccionamento isotópico 18O / 16O entre a água do mar e os íons carbonatados que formam a concha., Para algumas espécies a relação temperatura-fraccionamento é bem conhecida e parece permanecer estável com o tempo. Assim, medir a composição isotópica da concha permanece em sedimentos fornece estimativas das temperaturas passadas. Esta relação é estritamente válida apenas para as condições livres de gelo, uma vez que as placas de gelo são construídas a partir de água que precipita em altas latitudes, que se caracteriza por uma abundância relativa muito baixa de 18O. O crescimento das camadas de gelo está assim associado a uma diminuição global da quantidade de 16O Disponível nos outros reservatórios, em particular no oceano., Como consequência, o sinal registado na casca da foraminifera torna-se relacionado com uma mistura de influências de temperatura e volume de gelo. De forma semelhante à do 13C (nQ. 5.4), o isotópica sinal é descrito usando o valor de delta de δ18O definido como:
| δ18O=18O/16Osample18O/16Ostandard-1.1000 | (5.5) |
Figura 5.,13: o desenvolvimento do clima global nos últimos 65 milhões de anos com base em medições de isótopos de oxigénio em alto mar na concha da foraminifera bentónica (ou seja, foraminifera que vive no fundo do oceano). A escala de temperatura δ18O, no eixo Direito, é válida apenas para um oceano sem gelo. Portanto, aplica-se apenas ao tempo que precede o início da glaciação em larga escala na Antártida (cerca de 35 milhões de anos atrás, ver inset no canto superior esquerdo). Figura de Zachos et al. (2008). Reprinted by permission from Macmillan Publishers Ltd: Nature, copyright 2008.,
60 milhões de anos atrás, a localização dos continentes era bastante próxima da atual (Fig. 5.14). No entanto, uma via marítima relativamente grande estava presente entre a América do Norte e a América do Sul, enquanto a Antártida ainda estava ligada à América do Sul. A elevação do Panamá e o fechamento da via marítima da América Central provavelmente modificaram a circulação no Oceano Atlântico, possivelmente influenciando a glaciação sobre a Groenlândia., Mais importante ainda, a abertura, o aprofundamento e o alargamento da Passagem de Drake (entre a América do Sul e a Antártica) e a Passagem da Tasmânia, entre a Austrália e a Antártida) permitiu a formação de uma intensa Corrente Circumpolar Antártica, que isola a Antártida, da influência da mais leves latitudes médias e aumentou o resfriamento lá. Finalmente, a elevação dos Himalaias e do planalto tibetano modificaram fortemente a circulação das monções nestas regiões., Estes poucos exemplos ilustram a força motriz associada às alterações nas condições de contorno devidas à tectónica de placas. Este papel não deve ser subestimado. além das mudanças de baixa frequência descritas acima, eventos relativamente breves também são registrados nos arquivos geológicos. Um dos mais espetaculares é o grande impacto de meteoritos que ocorreu há 65 milhões de anos na fronteira entre os períodos Cretáceo e terciário (ou fronteira K-T)., Este cataclismo tem sido considerado como tendo causado a extinção de muitas espécies de plantas e animais, incluindo os dinossauros, mas seu impacto climático não é bem conhecido e sua influência a longo prazo não é clara. The warming during the Paleocene Eocene Thermal Maximum (PETM, 55 million years ago, see Fig. 5.13), que também teve um grande impacto na vida na terra, está mais bem documentado. Durante este evento, que durou menos de 170 000 anos, a temperatura global aumentou mais de 5oC em menos de 10 000 anos., Este período Também é caracterizado por uma injeção maciça de carbono no sistema atmosfera-oceano, como registrado por variações no δ13C medido em sedimentos. A fonte dessas entradas maciças de carbono permanece incerta. Pode estar relacionado ao vulcanismo, ou à libertação do metano armazenado nos sedimentos das margens continentais. Alternativamente, o metano nestas regiões pode ter sido desestabilizado pelo aquecimento inicial, resultando em um forte feedback positivo. mais perto do presente, grandes flutuações climáticas ocorreram nos últimos 5 milhões de anos., Isto não é claro na escala de Figo. 5.13, mas uma parcela de resolução mais elevada mostra flutuações com um período dominante de 100 000 anos nos últimos milhões de anos e 41 000 anos antes (Fig. 5.15). Essas periodicidade são muito provavelmente relacionadas com variações na insolação, como discutido abaixo.
figura 5.15: Benthic δ18O, que mede o volume global de gelo e a temperatura profunda do oceano, ao longo dos últimos 5,3 milhões de anos, como dado pela média de registros globalmente distribuídos. Dados de Lisiecki e Raymo (2005). Fonte http://www.lorraine-lisiecki.com/stack.html., Reproduzido com permissão.
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