La paleoceanografía es el estudio de la historia de los océanos en el pasado geológico en lo que respecta a la circulación, la química , la biología , la geología y los patrones de sedimentación y productividad biológica. Los estudios paleoceanográficos que utilizan modelos ambientales y diferentes indicadores 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 .
La paleoceanografía utiliza 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 metales traza. [1] Además, los núcleos de sedimentos ricos en fósiles y conchas (pruebas) también pueden ser útiles; el campo de la paleoceanografía está estrechamente relacionado con la sedimentología y la paleontología .
Los registros de temperatura de la superficie del mar (TSM) 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 secreciones de conchas de plancton, de moléculas orgánicas de cadena larga como la 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 temperatura superficial del mar debido a la influencia que tiene la temperatura en la proporción de isótopos. El plancton absorbe oxígeno al construir sus conchas y estará menos enriquecido en su δ 18 O cuando se forme en aguas más cálidas, siempre que esté en equilibrio termodinámico con el agua de mar. [3] Cuando estas conchas precipitan, se hunden y forman sedimentos en el fondo del océano cuyo δ 18 O se puede utilizar para inferir temperaturas superficiales del mar pasadas. [4] Sin embargo, las proporciones de isótopos de oxígeno no son indicadores perfectos. El volumen de hielo atrapado en las capas de hielo continentales puede tener un impacto en el δ 18 O. El agua dulce caracterizada por valores más bajos de δ 18 O queda atrapada en las capas de hielo continentales, de modo que durante los períodos glaciares el δ 18 O del agua de mar es elevado y las conchas de calcita formadas durante estos tiempos tendrán un valor de δ 18 O mayor. [5] [6]
La sustitución del magnesio por calcio en las conchas de CaCO3 puede utilizarse como indicador de la temperatura superficial del mar (TSM) en la que se formaron las conchas. Las relaciones Mg/Ca tienen otros factores que influyen además de la temperatura, como los efectos vitales, la limpieza de las conchas y los efectos de disolución post mortem y post deposición, por nombrar algunos. [2] Dejando de lado 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 sedimentos marinos. El uso de alquenonas representa una relación más directa entre la temperatura de la superficie del mar y las algas y no depende del conocimiento de las relaciones termodinámicas bióticas y físico-químicas necesarias en los estudios de CaCO3 . [8] Otra ventaja del uso de alquenonas es que son un producto de la fotosíntesis, lo que requiere la formación de las capas superficiales superiores bajo la luz del sol. Como tal, registra mejor la temperatura de la superficie del mar cerca de la superficie. [2]
El indicador más comúnmente utilizado para inferir el historial de temperatura de las profundidades marinas son las proporciones Mg/Ca en los foraminíferos bentónicos y ostrácodos . Las temperaturas inferidas a partir de las proporciones Mg/Ca han confirmado un enfriamiento de hasta 3 °C de las profundidades oceánicas durante los períodos glaciares del Pleistoceno tardío. [2] Un estudio notable es el de Lear et al. [2002], quienes trabajaron para calibrar la temperatura del agua del fondo a proporciones Mg/Ca en 9 lugares 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 a partir de las proporciones Mg/Ca que toma una forma exponencial:
donde Mg/Ca es la relación Mg/Ca encontrada en los foraminíferos bentónicos y BWT es la temperatura del agua del fondo. [10]
Los registros de sedimentos pueden decirnos mucho sobre nuestro pasado y ayudarnos a hacer inferencias sobre el futuro. Sin embargo, esta área de la paleoceanografía no es nada nuevo, ya que algunas investigaciones 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 patrones climáticos históricos y circulación oceánica, como describieron Deschamps et al. con su investigación sobre registros de sedimentos de los márgenes de Chukchi-Alaska y Beaufort canadiense. [14]
La salinidad es una cantidad más difícil de inferir a partir de registros paleolíticos. El exceso de deuterio en los registros de núcleos 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 las abundancias relativas de diatomeas que están limitadas a ciertos regímenes de salinidad. [15] Se han producido cambios en el ciclo global del agua y el equilibrio de salinidad de los océanos: el Atlántico Norte se está volviendo más salino y los océanos Índico y Pacífico subtropicales se están volviendo menos salinos. [16] [17] Con los cambios en el ciclo del agua, también ha habido variaciones en la distribución vertical de sal y haloclinas. [18] Las grandes incursiones de agua dulce y el cambio de salinidad también pueden contribuir a una reducción en la extensión del hielo marino. [19]
Se han utilizado varios métodos proxy para inferir la circulación oceánica pasada y los cambios en ella. Incluyen proporciones de isótopos de carbono , proporciones 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] Los proxies de isótopos de carbono y de proporción cadmio/calcio se utilizan porque la variabilidad en sus proporciones se debe en parte a cambios en la química de las aguas del fondo, que a su vez está relacionada con la fuente de formación de aguas profundas. [20] [21] Sin embargo, estas proporciones 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 meridional de vuelco . [2] Por ejemplo, McManus et al. [2004] utilizaron isótopos de protactinio / torio ( 231 Pa y 230 Th) para demostrar que la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico había sido casi (o completamente) cerrada durante el último período glacial. [22] Tanto el 231 Pa como el 230 Th se forman a partir de la desintegración radiactiva del uranio disuelto en el agua de mar, y el 231 Pa puede permanecer soportado en la columna de agua durante más tiempo que el 230 Th: el 231 Pa tiene un tiempo de residencia de ~100–200 años, mientras que el 230 Th tiene uno de ~20–40 años. [22] En el Océano Atlántico actual y la circulación de vuelco actual, 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 proporciones relativamente bajas de 231 Pa/ 230 Th, halladas por McManus et al. [2004] en un núcleo a 33N 57W y a una profundidad de 4,5 km. Cuando la circulación de retorno se detiene (como se planteó en la hipótesis) durante los períodos glaciares, la proporción de 231 Pa/ 230 Th se eleva debido a la falta de eliminación de 231 Pa hacia el océano Austral. McManus et al. [2004] también observan un pequeño aumento en la proporción de 231 Pa/ 230 Th durante el evento Younger Dryas , otro período en la historia climática que se cree que experimentó un debilitamiento de la circulación de retorno. [22]
Las proporciones de isótopos de boro (δ 11 B) se pueden utilizar para inferir cambios tanto recientes como a escala milenaria en la acidez, el pH y la alcalinidad del océano, que se ven forzados principalmente por las concentraciones atmosféricas de CO 2 y la concentración de iones de 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 (PDO) pueden modular el impacto de la acidificación del océano debido al aumento de las concentraciones atmosféricas de CO 2. [23] Otra aplicación de δ 11 B en las conchas de plancton se puede utilizar como un indicador indirecto de las concentraciones atmosféricas de CO 2 durante los últimos millones de años. [24]
Medios relacionados con Paleoceanografía en Wikimedia Commons
