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La paleoceanografía es el estudio de la historia de los océanos en el pasado geológico con respecto a la circulación, química , biología , geología y patrones de sedimentación y productividad biológica. Los estudios paleoceanográficos que utilizan modelos ambientales y diferentes proxies permiten a la comunidad científica evaluar el papel de los procesos oceánicos en el clima global mediante la reconstrucción del clima pasado en varios intervalos. La investigación paleoceanográfica también está íntimamente ligada a la paleoclimatología .

Fuente y métodos de información

La paleoceanografía hace uso de los llamados métodos proxy como una forma de inferir información sobre el estado pasado y la evolución de los océanos del mundo. Varias herramientas proxy geoquímicas incluyen moléculas orgánicas de cadena larga (por ejemplo, alquenonas ), isótopos estables y radiactivos y trazas de metales. [1] Además, los núcleos de sedimentos también pueden ser útiles; el campo de la paleoceanografía está estrechamente relacionado con la sedimentología y la paleontología .

Temperatura de la superficie del mar

Los registros de temperatura de la superficie del mar (SST) se pueden extraer de núcleos de sedimentos de aguas profundas utilizando proporciones de isótopos de oxígeno y la proporción de magnesio a calcio (Mg / Ca) en las secreciones de conchas de plancton, de moléculas orgánicas de cadena larga como alquenona, de corales tropicales cerca de la superficie del mar y de conchas de moluscos. [2]

Las proporciones de isótopos de oxígeno (δ 18 O) son útiles para reconstruir la SST debido a la influencia que tiene la temperatura en la proporción de isótopos. El plancton absorbe oxígeno en la construcción de sus conchas y estará menos enriquecido en su δ 18 O cuando se forme en aguas más cálidas, siempre que estén en equilibrio termodinámico con el agua de mar. [3] Cuando estas conchas se precipitan, se hunden y forman sedimentos en el fondo del océano cuyo δ 18 O se puede utilizar para inferir TSM pasadas. [4] Sin embargo, las proporciones de isótopos de oxígeno no son sustitutos perfectos. El volumen de hielo atrapado en las capas de hielo continentales puede tener un impacto de δ 18 O. Agua dulce caracterizada por valores más bajos de δ 18O queda atrapado en las capas de hielo continentales, de modo que durante los períodos glaciales el agua de mar δ 18 O se eleva y las conchas de calcita formadas durante estos tiempos tendrán un valor de δ 18 O mayor. [5] [6]

La sustitución de magnesio en lugar de calcio en las cáscaras de CaCO 3 se puede utilizar como un sustituto de la SST en la que se formaron las cáscaras. Las proporciones de Mg / Ca tienen varios otros factores que influyen además de la temperatura, como efectos vitales, limpieza de la cáscara y efectos de disolución post-mortem y post-deposición, por nombrar algunos. [2] Aparte de otras influencias, las relaciones Mg / Ca han cuantificado con éxito el enfriamiento tropical que se produjo durante el último período glacial. [7]

Las alquenonas son moléculas orgánicas complejas de cadena larga producidas por algas fotosintéticas. Son sensibles a la temperatura y se pueden extraer de los sedimentos marinos. El uso de alquenonas representa una relación más directa entre la SST y las algas y no depende del conocimiento de las relaciones termodinámicas bióticas y físico-químicas necesarias en los estudios de CaCO 3 . [8] Otra ventaja del uso de alquenonas es que es un producto de la fotosíntesis y requiere formación a la luz del sol de las capas superficiales superiores. Como tal, registra mejor la SST cercana a la superficie. [2]

Temperatura del agua del fondo

El proxy más utilizado para inferir la historia de la temperatura de las profundidades marinas son las relaciones Mg / Ca en los foraminíferos bentónicos y los ostrácodos . Las temperaturas inferidas de las relaciones Mg / Ca han confirmado un enfriamiento de hasta 3 ° C del océano profundo durante los períodos glaciares del Pleistoceno tardío. [2] Un estudio notable es el de Lear et al. [2002] que trabajó para calibrar la temperatura del agua del fondo a las proporciones de Mg / Ca en 9 ubicaciones que cubren una variedad de profundidades de hasta seis foraminíferos bentónicos diferentes (según la ubicación). [9] Los autores encontraron una ecuación que calibra la temperatura del agua del fondo de las relaciones Mg / Ca que adquiere una forma exponencial:

donde Mg / Ca es la relación Mg / Ca que se encuentra en los foraminíferos bentónicos y BWT es la temperatura del agua del fondo. [10]

Registros de sedimentos

Los registros de sedimentos pueden decirnos mucho sobre nuestro pasado y ayudarnos a hacer inferencias hacia el futuro. Aunque esta área de la paleoceanografía no es nada nuevo con algunas investigaciones que se remontan a la década de 1930 y antes. [11]    La investigación reconstructiva a escala de tiempo moderna ha avanzado utilizando métodos de escaneo de núcleos de sedimentos. Estos métodos han permitido una investigación similar a la realizada con registros de núcleos de hielo en la Antártida. [12] Estos registros pueden informar sobre la abundancia relativa de organismos presentes en un momento dado utilizando métodos de paleoproductividad como la medición de la abundancia total de diatomeas. [13]Los registros también pueden informar sobre los patrones climáticos históricos y la circulación oceánica, como Deschamps et al. describieron con su investigación sobre los registros de sedimentos de los márgenes de Beaufort de Chukchi-Alaska y Canadá. [14]

Salinidad

La salinidad es una cantidad más difícil de inferir de los paleoregistros. El exceso de deuterio en los registros del núcleo puede proporcionar una mejor inferencia de la salinidad de la superficie del mar que los isótopos de oxígeno, y ciertas especies, como las diatomeas, pueden proporcionar un registro de salinidad semicuantitativo debido a la abundancia relativa de diatomeas que se limita a ciertos regímenes de salinidad. [15] Ha habido cambios en el ciclo global del agua y el equilibrio de salinidad de los océanos con el Atlántico Norte y se han vuelto más salinos y los océanos subtropicales del Índico y el Pacífico se han vuelto menos. [16] [17] Con los cambios en el ciclo del agua, también ha habido variaciones con la distribución vertical de la sal y las haloclinas. [18]Las grandes incursiones de agua dulce y la salinidad cambiante también pueden contribuir a una reducción de la extensión del hielo marino. [19]

Circulación oceánica

Se han utilizado varios métodos indirectos para inferir la circulación oceánica pasada y sus cambios. Incluyen proporciones de isótopos de carbono , proporciones de cadmio / calcio (Cd / Ca), isótopos de protactinio / torio ( 231 Pa y 230 Th), actividad de radiocarbono (δ 14 C), isótopos de neodimio ( 143 Nd y 144 Nd) y limo clasificable ( fracción de sedimento de aguas profundas entre 10 y 63 μm). [2] Se utilizan sustitutos de la relación de isótopos de carbono y cadmio / calcio porque la variabilidad en sus relaciones se debe en parte a cambios en la química del agua del fondo, que a su vez está relacionada con la fuente de formación de aguas profundas. [20] [21] Estas proporciones, sin embargo, están influenciadas por procesos biológicos, ecológicos y geoquímicos que complican las inferencias de la circulación.

Todos los proxies incluidos son útiles para inferir el comportamiento de la circulación de vuelco meridional . [2] Por ejemplo, McManus et al. [2004] utilizó isótopos de protactinio / torio ( 231 Pa y 230 Th) para mostrar que la Circulación de Reversión Meridional del Atlántico se había cerrado casi (o completamente) durante el último período glacial. [22] 231 Pa y 230 Th se forman a partir de la desintegración radiactiva del uranio disuelto en el agua de mar, con 231 Pa capaces de permanecer en la columna de agua más de 230 Th: 231 Pa tiene un tiempo de residencia de ~ 100-200 años mientras que230 Th tiene uno ~ 20-40 años. [22] En el Océano Atlántico actual y la circulación actual de vuelco, el transporte de 230 Th al Océano Austral es mínimo debido a su corto tiempo de residencia, y el transporte de 231 Pa es alto. Esto da como resultado relaciones relativamente bajas de 231 Pa / 230 Th encontradas por McManus et al. [2004] en un núcleo a 33N 57W y una profundidad de 4,5 km. Cuando la circulación de vuelco se apaga (según la hipótesis) durante los períodos glaciales, la relación 231 Pa / 230 Th se eleva debido a la falta de eliminación de 231 Pa al Océano Austral. McManus y col. [2004] también notan un pequeño aumento en los 231 Pa / Proporción de 230 Th durante el evento Younger Dryas , otro período en la historia del clima que se cree que experimentó un debilitamiento de la circulación. [22]

Acidez, pH y alcalinidad

Las proporciones de isótopos de boro (δ 11 B) se pueden utilizar para inferir cambios de escala de tiempo tanto recientes como milenarios en la acidez, el pH y la alcalinidad del océano, que se ven obligados principalmente por las concentraciones atmosféricas de CO 2 y la concentración de iones bicarbonato en el océano. . Se ha identificado que δ 11 B en corales del suroeste del Pacífico varía con el pH del océano y muestra que las variabilidades climáticas, como la oscilación decenal del Pacífico (DOP), pueden modular el impacto de la acidificación del océano debido al aumento de las concentraciones atmosféricas de CO 2 . [23] Otra aplicación de δ 11El B en las capas de plancton se puede utilizar como un proxy indirecto de las concentraciones atmosféricas de CO 2 durante los últimos millones de años. [24]

Ver también

  • Oceanografía
  • Paleoclimatología

Referencias

  1. ^ Henderson, Gideon M. (octubre de 2002). "Nuevos proxies oceánicos para el paleoclima". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 203 (1): 1–13. Bibcode : 2002E y PSL.203 .... 1H . doi : 10.1016 / S0012-821X (02) 00809-9 .
  2. ↑ a b c d e f Cronin, Thomas M. (2010). Paleoclimas: comprensión del cambio climático pasado y presente . Nueva York: Columbia University Press. ISBN 9780231144940.
  3. ^ Urey, Harold C. (1947). "Las propiedades termodinámicas de las sustancias isotópicas". Revista de la Sociedad Química (reanudado) : 562–81. doi : 10.1039 / JR9470000562 . PMID 20249764 . 
  4. ↑ Emiliani, C. (1955). "Temperaturas del Pleistoceno". Revista de geología . 63 (6): 538–578. Código bibliográfico : 1955JG ..... 63..538E . doi : 10.1086 / 626295 . JSTOR 30080906 . S2CID 225042939 .  
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  6. ^ Shackleton, Nicholas (1 de julio de 1967). "Análisis de isótopos de oxígeno y temperaturas del pleistoceno reevaluadas". Naturaleza . 215 (5096): 15-17. Código bibliográfico : 1967Natur.215 ... 15S . doi : 10.1038 / 215015a0 . S2CID 4221046 . 
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  9. ^ Billups, K .; Schrag, DP (abril de 2003). "Aplicación de las proporciones de Mg / Ca de foraminíferos bentónicos a cuestiones de cambio climático cenozoico". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 209 (1–2): 181–195. Bibcode : 2003E y PSL.209..181B . doi : 10.1016 / S0012-821X (03) 00067-0 .
  10. ^ Lear, Caroline H ; Rosenthal, Yair; Slowey, Niall (octubre de 2002). "Paleotermometría de Mg / Ca de foraminíferos bentónicos: una calibración de núcleo superior revisada". Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (19): 3375–3387. Código Bibliográfico : 2002GeCoA..66.3375L . doi : 10.1016 / S0016-7037 (02) 00941-9 .
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  13. ^ Sjunneskog, C., F. Taylor 2002. Registro posglacial de diatomeas marinas de Palmer Deep, Península Antártica (ODP Leg 178, Sitio 1098) 1. Abundancia total de diatomeas. VL - 17. DO - 10.1029 / 2000PA000563. Paleoceanografía
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Enlaces externos

  • Medios relacionados con la paleoceanografía en Wikimedia Commons