La paleosalinidad (o paleosalinidad) es la salinidad del océano global o de una cuenca oceánica en un punto de la historia geológica.
A partir de los diagramas de Bjerrum , se encuentra que una disminución en la salinidad de un fluido acuoso actuará para aumentar el valor de las constantes de equilibrio del sistema dióxido de carbono-carbonato, (pK*). Esto significa que la proporción relativa de carbonato con respecto al dióxido de carbono es mayor en fluidos más salinos, por ejemplo agua de mar , que en aguas más dulces. De importancia crucial para la paleoclimatología es la observación de que un aumento en la salinidad reducirá así la solubilidad del dióxido de carbono en los océanos. Dado que se cree que ha habido una depresión de 120 m en el nivel del mar en el último máximo glacial debido a la extensa formación de capas de hielo (que son únicamente de agua dulce), esto representa un fraccionamiento significativo hacia mares más salados durante los períodos glaciales. En consecuencia, esto provocará una desgasificación neta de dióxido de carbono a la atmósfera debido a su solubilidad reducida, actuando para aumentar el dióxido de carbono atmosférico en un 6,5 ‰ . Se cree que esto compensa en parte la disminución neta del 80-100‰ observada durante los períodos glaciares. [1]
Además, se cree que una estratificación extensa de la salinidad puede conducir a una reducción de la circulación meridional de retorno (CMO) a través de la desaceleración de la circulación termohalina . Una mayor estratificación significa que existe efectivamente una barrera a la subducción de parcelas de agua; las isopicnas efectivamente no afloran en la superficie y son paralelas a la superficie. El océano, en este caso, puede describirse como "menos ventilado", y esto se ha implicado en la desaceleración de la CMO.
Puede que existan indicadores de la salinidad, pero hasta la fecha la principal forma de medirla ha sido midiendo directamente la clorinidad en los fluidos intersticiales. [2] Adkins et al. (2002) utilizaron la clorinidad de los fluidos intersticiales en núcleos de ODP , y la paleoprofundidad se estimó a partir de horizontes coralinos cercanos. Se midió la clorinidad en lugar de la salinidad pura porque los principales iones del agua de mar no son constantes con la profundidad en la columna de sedimentos; por ejemplo, la reducción de sulfatos y las interacciones catión-arcilla pueden cambiar la salinidad general, mientras que la clorinidad no se ve muy afectada.
El estudio de Adkins descubrió que la salinidad global aumentó con una caída global del nivel del mar de 120 m. Analizando los datos de 18 O, también descubrieron que las aguas profundas estaban dentro del margen de error del punto de congelación, y que las aguas oceánicas exhibían un mayor grado de homogeneidad en las temperaturas. En contraste, las variaciones en la salinidad eran mucho mayores que en la actualidad. Las salinidades actuales están todas dentro de 0,5 psu de la salinidad promedio global de 34,7 psu, mientras que las salinidades durante el último máximo glacial (LGM) oscilaban entre 35,8 psu en el Atlántico Norte y 37,1 en el Océano Austral.
Existen algunas diferencias notables entre la hidrografía en el LGM y la actual. En la actualidad, se observa que las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW) son más salinas que las aguas de fondo antárticas (AABW), mientras que en el último máximo glacial se observó que las AABW eran de hecho más salinas; una inversión total. En la actualidad, las NADW son más saladas debido a la Corriente del Golfo ; esto podría indicar una reducción del flujo a través del Estrecho de Florida debido al descenso del nivel del mar.
Otra observación es que el Océano Austral era mucho más salado en el LGM que en la actualidad. Esto es particularmente intrigante dada la supuesta importancia del Océano Austral en la regulación dinámica oceánica de las eras de hielo. Se supone que el valor extremo de 37,1 ups es consecuencia de un mayor grado de formación y exportación de hielo marino . Esto explicaría el aumento de la salinidad, pero también la falta de fraccionamiento isotópico del oxígeno ; se piensa que el rechazo de salmuera sin fraccionamiento isotópico del oxígeno es muy característico de la formación de hielo marino.
La presencia de aguas cercanas al punto de congelación altera el equilibrio de los efectos relativos de los contrastes de salinidad y temperatura sobre la densidad del agua del mar. Esto se describe en la ecuación,
donde es el coeficiente de expansión térmica y es el coeficiente de contracción halina . En particular, la relación es crucial. Utilizando las temperaturas y salinidades observadas, en el océano moderno, es de aproximadamente 10 mientras que en el LGM se estima que ha sido más cercana a 25. La circulación termohalina moderna está, por lo tanto, más controlada por contrastes de densidad debido a diferencias térmicas, mientras que durante el LGM los océanos eran más del doble de sensibles a las diferencias de salinidad que de temperatura. De esta manera, se puede considerar que la circulación termohalina fue menos "termo" y más "halina".
