Ótimo climático do Eoceno Médio

O Ótimo Climático do Eoceno Médio (MECO, Middle Eocene Climatic Optimum em inglês), também chamado de Máximo Térmico do Eoceno Médio (METM, Middle Eocene Thermal Maximum em inglês),[1] foi um período de clima muito quente que ocorreu durante o Bartoniano, por volta de 40,5 a 40,0 Ma.[2] Ele marcou uma notável reversão da tendência geral de resfriamento global que caracterizou o Eoceno Médio e Tardio.[1]

Duração

O período de tempo que a MECO abrangeu é controverso, embora se saiba que durou de cerca de 40,5 a 40,0 Ma. Dependendo do local e da metodologia, a duração do evento foi estimada em 300,[3] 500,[2] 600,[4] e 750 mil anos.[5]

Clima

A MECO foi sincronizada globalmente e observada em sequências marinhas e terrestres.[6] A temperatura média global da superfície durante a MECO foi de cerca de 23,1 °C.[1] No Mar de Tétis, as temperaturas da superfície do mar (SSTs) foram estimadas em 32-36 °C.[7] As temperaturas da água no que hoje é a Ligúria subiram cerca de 4-6 °C,[8] enquanto os mares no sudoeste da Balkanatolia aqueceram de 2-5 °C.[9] O noroeste do Atlântico experimentou um aumento de 3 °C nas temperaturas do oceano superior.[10] No sudoeste do Pacífico, as SSTs subiram de uma média de cerca de 22 °C para 28 °C.[11] As temperaturas do oceano profundo eram de cerca de 9 °C no pico da MECO.[12] Na plataforma rasa ao redor da Ilha Seymour, as temperaturas aqueceram cerca de 5 °C.[13] O interior continental da América do Norte aqueceu de forma mais pronunciada, em 9 °C, de 23 °C ± 3 °C para 32 °C ± 3 °C no pico da MECO, seguido por um declínio de 11 °C após a MECO.[14]

No oeste da América do Norte [en], os lagos se tornaram nitidamente menos salinos.[15] Os Pirenéus se tornaram mais quentes e secos.[16] O centro norte da Turquia, então parte da Balkanatolia, era úmido e quente.[17] Acreditava-se que a Ásia continental havia sofrido intensa aridificação durante a MECO, embora pesquisas mais recentes tenham mostrado que isso ocorreu após a MECO, quando as temperaturas médias globais voltaram a cair.[18]

O intemperismo continental aumentou com o aumento das temperaturas.[19] A produtividade biológica marinha aumentou à medida que o ciclo hidrológico aprimorado forneceu mais nutrientes aos oceanos.[20] A eutrofização extensiva foi registrada nos oceanos Tétis,[21] Atlântico Norte,[22] Atlântico Sul,[23] e Sul.[24]

Ocorreu um declínio no conteúdo de oxigênio da água do mar durante a MECO no Oceano Tétis.[25][21][7] As condições de desoxigenação no Tétis duraram cerca de 400-500 anos, de acordo com o estudo geoquímico do local de Alano, no nordeste da Itália.[26] As evidências do Oceano Antártico indicam que a desoxigenação das águas profundas também se desenvolveu nessa região marinha.[27] As taxas de enterramento de carbono orgânico dispararam nessas águas pobres em oxigênio, o que pode ter atuado como um feedback negativo que ajudou a restaurar as temperaturas globais ao seu estado pré-MECO após o fim do aquecimento.[28] No entanto, a desoxigenação não foi onipresente em todo o mundo; locais do Atlântico Sul, como o South Atlantic Ocean Drilling Program Site 702, não mostram evidências de qualquer mudança para condições dióxicas.[3] Acredita-se que a maior formação de glauconita em algumas seções estudadas na MECO reflita, em parte, a diminuição do conteúdo de oxigênio marinho, pois isso desinibiu a mobilidade do ferro e sua capacidade de ser incorporado para produzir glauconita.[29]

Há evidências de que a acidificação dos oceanos ocorreu durante a MECO na forma de grandes declínios no acúmulo de carbonato em todo o oceano em profundidades superiores a três quilômetros.[2] A acidificação afetou toda a coluna de água, estendendo-se até a zona abissal.[30]

Causas

A MECO foi marcada por um aumento notável nas concentrações atmosféricas de dióxido de carbono.[2] Em seu pico, os valores de pCO2 podem ter chegado a 4.000 ppm.[31] Uma possível causa desse aumento de pCO2 foi a colisão da Índia com a Eurásia e a formação do Himalaia que estava ocorrendo nessa época, o que teria liberado metamorficamente grandes quantidades do gás de efeito estufa, embora o momento da liberação do carbono metamórfico esteja mal resolvido. O aumento das taxas de propagação do fundo do mar e as reações de descarbonatação metamórfica na região entre a Austrália e a Antártica, combinados com o aumento da atividade vulcânica nessa região, também podem ter sido uma fonte de injeção de carbono na atmosfera.[4] Outra hipótese implica o aumento do vulcanismo do arco continental no que hoje são o Azerbaijão e o Irã para esse aumento nos níveis de gases de efeito estufa na atmosfera.[32] Enriquecimentos episódicos de mercúrio e excursões de Δ199Hg que indicam aumento da atividade vulcânica foram interpretados como evidência da hipótese vulcânica.[33] Algumas análises também concluíram que o aumento do pCO2 atmosférico foi mais limitado do que os estudos anteriores sugeriram, propondo, em vez disso, que o aquecimento observado foi causado por uma sensibilidade muito maior do clima da Terra a mudanças no pCO2 em relação ao que ocorre hoje.[34]

A diminuição do feedback negativo do intemperismo do silicato pode ter ocorrido na época do início da MECO e permitiu que o dióxido de carbono liberado por vulcões persistisse na atmosfera por mais tempo. Isso pode ter ocorrido como resultado de as rochas continentais terem se tornado menos resistentes ao intemperismo durante o Eoceno Inicial e o Eoceno Médio muito quentes; na época da MECO, poucas áreas de rocha de silicato potentes o suficiente para absorver quantidades significativas de dióxido de carbono teriam permanecido.[35] O calor da MECO pode ter sido mantido por meio de uma inibição adicional do intemperismo de silicato após o início do aquecimento por meio do aumento da formação de argila.[36]

Foi sugerido que os ciclos de Milankovitch desempenharam um papel no desencadeamento do aquecimento da MECO. A MECO coincidiu com um mínimo no ciclo de excentricidade de 2,4 Myr que ocorreu por volta de 40,2 Ma.[37] Esse mínimo de excentricidade de 2,4 Myr coincidiu com um mínimo no ciclo de excentricidade de 400 mil de anos; a ocorrência simultânea desses mínimos de excentricidade provavelmente fomentou as condições que permitiram o calor global persistente da MECO.[38]

Efeitos bióticos

Os foraminíferos planctônicos [en] sofreram uma grande mudança biótica; a diversidade dos acarinídeos foi bastante reduzida e os morozovellídeos foram extintos.[39] A variedade do foraminífero planctônico Orbulinoides beckmanni, uma espécie bem adaptada a águas quentes, expandiu-se para latitudes mais altas durante a MECO.[5][40] Os foraminíferos bentônicos apresentaram um declínio devido ao aumento da respiração dos heterótrofos pelágicos, limitando a quantidade de matéria orgânica que chega às profundezas do oceano.[41][42] Os grandes foraminíferos bentônicos, no entanto, prosperaram,[43] o que contribuiu para o grande aumento na deposição de carbonato de plataforma observado durante o evento de aquecimento.[44] Os silicoflagelados, diatomáceas e radiolários floresceram à medida que o ácido silícico foi fornecido aos oceanos em maiores quantidades do que antes.[45] O aumento no transporte de ferro para os oceanos fez com que as populações de bactérias magnetotáticas crescessem.[46] A MECO coincidiu com a substituição de elasmobrânquios lamniformes por carcarinídeos na guilda de predadores de médio a grande porte.[47]

Na América do Norte, a MECO marcou o ponto alto da assembleia de mamíferos do Eoceno Médio-Tardio.[48] O calor da MECO catalisou a renovação da fauna [en] que levou à ascensão dos carnívoros do grupo da coroa à proeminência nos ecossistemas terrestres do continente.[49][50]

Na Balkanatolia, as florestas de baixa altitude e as florestas tropicais quentes e úmidas das planícies eram os biomas dominantes no que hoje é a região central do Mar Negro, no norte da Anatólia.[51]

Os roedores se espalharam pela América do Sul durante a MECO.[52] A diversidade de plantas da Patagônia aumentou em 40% durante a MECO, em grande parte devido à migração para o sul de plantas neotropicais que se misturaram com a flora temperada estabelecida de Gondwanan.[53] Linhagens neotropicais que hoje ocupam apenas os trópicos chegaram ao extremo sul da América do Sul.[54] Alimentada por dióxido de carbono abundante e uma temperatura favorável, essa flora altamente diversificada voltou aos níveis de biodiversidade pré-MECO após o término da estufa.[53]

O litoral do sudeste da Austrália era dominado por florestas tropicais mesotérmicas, embora ainda se discuta se essa flora já estava presente antes da MECO.[55]

Ver também

Referências

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