Un evento anóxico describe un período en el que grandes extensiones de los océanos de la Tierra se quedaron sin oxígeno disuelto (O 2 ) , lo que creó aguas tóxicas y euxínicas ( anóxicas y sulfídicas). [1] Aunque los eventos anóxicos no han sucedido durante millones de años, el registro geológico muestra que sucedieron muchas veces en el pasado. Los eventos anóxicos coincidieron con varias extinciones masivas y pueden haber contribuido a ellas. [2] Estas extinciones masivas incluyen algunas que los geobiólogos usan como marcadores de tiempo en la datación bioestratigráfica . [3] Por otro lado, hay varios lechos de esquisto negro generalizados del Cretácico medio que indican eventos anóxicos pero que no están asociados con extinciones masivas. [4] Muchos geólogos creen que los eventos anóxicos oceánicos están fuertemente vinculados a la desaceleración de la circulación oceánica, el calentamiento climático y los niveles elevados de gases de efecto invernadero . Los investigadores han propuesto el vulcanismo mejorado (la liberación de CO 2 ) como el "desencadenante externo central para la euxinia". [5] [6]
Las actividades humanas en la época del Holoceno , como la liberación de nutrientes de las granjas y las aguas residuales, causan zonas muertas de escala relativamente pequeña en todo el mundo. El oceanólogo y científico atmosférico británico Andrew Watson dice que la anoxia oceánica a gran escala tardaría "miles de años en desarrollarse". [7] La idea de que el cambio climático moderno podría conducir a un evento de este tipo también se conoce como la hipótesis de Kump, [8]
El concepto de evento anóxico oceánico (OAE) fue propuesto por primera vez en 1976 por Seymour Schlanger (1927-1990) y el geólogo Hugh Jenkyns [9] y surgió de los descubrimientos realizados por el Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP) en el Océano Pacífico. El hallazgo de esquistos negros ricos en carbono en sedimentos del Cretácico que se habían acumulado en mesetas volcánicas submarinas (por ejemplo, Shatsky Rise , Manihiki Plateau ), junto con su edad idéntica a depósitos similares y perforados en el Océano Atlántico y afloramientos conocidos en Europa, particularmente en el registro geológico de la cadena de los Apeninos [9] en Italia, dominada por la piedra caliza , condujo a la observación de que estos estratos generalizados y igualmente distintos registraban condiciones muy inusuales de agotamiento de oxígeno en los océanos del mundo que abarcaban varios períodos discretos de tiempo geológico .
Las investigaciones sedimentológicas modernas de estos sedimentos ricos en materia orgánica revelan típicamente la presencia de laminaciones finas no perturbadas por la fauna que habita en el fondo, lo que indica condiciones anóxicas en el fondo marino que se cree coinciden con una capa venenosa baja de sulfuro de hidrógeno, H 2 S . [10] Además, estudios geoquímicos orgánicos detallados han revelado recientemente la presencia de moléculas (los llamados biomarcadores) que derivan tanto de las bacterias de azufre púrpura [10] como de las bacterias de azufre verde , organismos que requieren tanto luz como sulfuro de hidrógeno libre (H 2 S), lo que ilustra que las condiciones anóxicas se extendieron hasta lo alto de la columna de agua superior fótica.
Se trata de una comprensión reciente, [¿ cuándo? ] el rompecabezas se ha ido armando lentamente en las últimas tres décadas. El puñado de eventos anóxicos conocidos y sospechados se han vinculado geológicamente con la producción a gran escala de las reservas mundiales de petróleo en franjas de esquisto negro en todo el mundo en el registro geológico . [ cita requerida ]
Los eventos anóxicos con condiciones euxínicas (anóxicas, sulfídicas) se han vinculado a episodios extremos de desgasificación volcánica. El vulcanismo contribuyó a la acumulación de CO2 en la atmósfera y aumentó las temperaturas globales, lo que provocó un ciclo hidrológico acelerado que introdujo nutrientes en los océanos (estimulando la productividad planctónica). Estos procesos potencialmente actuaron como un desencadenante de la euxinia en cuencas restringidas donde podría desarrollarse la estratificación de la columna de agua. En condiciones anóxicas a euxínicas, el fosfato oceánico no se retiene en los sedimentos y, por lo tanto, podría liberarse y reciclarse, lo que ayuda a una alta productividad perpetua. [5]
En general, se cree que las temperaturas durante el Jurásico y el Cretácico fueron relativamente cálidas y, en consecuencia, los niveles de oxígeno disuelto en el océano eran más bajos que en la actualidad, lo que hizo que la anoxia fuera más fácil de alcanzar. Sin embargo, se requieren condiciones más específicas para explicar los eventos anóxicos oceánicos de período corto (menos de un millón de años). Dos hipótesis, y variaciones de ellas, han demostrado ser las más duraderas. [ cita requerida ]
Una hipótesis sugiere que la acumulación anómala de materia orgánica se relaciona con su mayor conservación en condiciones restringidas y de baja oxigenación, que en sí mismas eran una función de la geometría particular de la cuenca oceánica: tal hipótesis, aunque fácilmente aplicable al joven y relativamente estrecho Atlántico Cretácico (que podría compararse con un Mar Negro a gran escala, solo que mal conectado con el Océano Mundial), no explica la aparición de esquistos negros coetáneos en las mesetas y plataformas marinas del Pacífico en alta mar en todo el mundo. Hay sugerencias, nuevamente desde el Atlántico, de que un cambio en la circulación oceánica fue responsable, donde las aguas cálidas y saladas en latitudes bajas se volvieron hipersalinas y se hundieron para formar una capa intermedia, a 500 a 1000 m (1640 a 3281 pies) de profundidad, con una temperatura de 20 a 25 °C (68 a 77 °F). [11]
La segunda hipótesis sugiere que los eventos anóxicos oceánicos registran un cambio importante en la fertilidad de los océanos que resultó en un aumento del plancton de paredes orgánicas (incluidas las bacterias) a expensas del plancton calcáreo, como los cocolitos y los foraminíferos . Tal flujo acelerado de materia orgánica habría expandido e intensificado la zona de mínimo de oxígeno , mejorando aún más la cantidad de carbono orgánico que ingresa al registro sedimentario. Esencialmente, este mecanismo supone un aumento importante en la disponibilidad de nutrientes disueltos, como nitrato, fosfato y posiblemente hierro, para la población de fitoplancton que vive en las capas iluminadas de los océanos.
Para que se produjera un aumento de este tipo se habría necesitado un flujo acelerado de nutrientes derivados de la tierra junto con un afloramiento vigoroso , lo que requeriría un gran cambio climático a escala global. Los datos geoquímicos de las proporciones de isótopos de oxígeno en sedimentos carbonatados y fósiles, y las proporciones de magnesio/calcio en fósiles, indican que todos los principales eventos anóxicos oceánicos estuvieron asociados con máximos térmicos, lo que hace probable que las tasas de meteorización global y el flujo de nutrientes a los océanos aumentaran durante estos intervalos. De hecho, la menor solubilidad del oxígeno conduciría a la liberación de fosfato, nutriendo aún más el océano y alimentando una alta productividad, por lo tanto, una alta demanda de oxígeno, lo que mantendría el evento a través de una retroalimentación positiva. [12]
Otra forma de explicar los eventos anóxicos es que la Tierra libera un enorme volumen de dióxido de carbono durante un intervalo de intenso vulcanismo; las temperaturas globales aumentan debido al efecto invernadero ; las tasas de meteorización global y el flujo de nutrientes fluviales aumentan; la productividad orgánica en los océanos aumenta; el enterramiento de carbono orgánico en los océanos aumenta (comienza el OAE); el dióxido de carbono es absorbido debido tanto al enterramiento de materia orgánica como a la meteorización de las rocas de silicato (efecto invernadero inverso); las temperaturas globales caen y el sistema océano-atmósfera vuelve al equilibrio (finaliza el OAE).
De esta manera, un evento anóxico oceánico puede verse como la respuesta de la Tierra a la inyección de exceso de dióxido de carbono en la atmósfera y la hidrosfera . Una prueba de esta noción es observar la edad de las grandes provincias ígneas (LIP), cuya extrusión presumiblemente habría estado acompañada por una rápida efusión de grandes cantidades de gases volcanogénicos como el dióxido de carbono. La edad de tres LIP ( basalto de inundación de Karoo-Ferrar , gran provincia ígnea del Caribe , meseta de Ontong Java ) se correlaciona bien con la de los principales eventos anóxicos oceánicos del Jurásico (principios del Toarciense ) y Cretácico (principios del Aptiense y Cenomaniano-Turoniense ), lo que indica que es factible un vínculo causal.
Los eventos anóxicos oceánicos ocurrieron más comúnmente durante períodos de clima muy cálido caracterizados por altos niveles de dióxido de carbono (CO2 ) y temperaturas superficiales medias probablemente superiores a 25 °C (77 °F). Los niveles cuaternarios , el período actual , son de solo 13 °C (55 °F) en comparación. Tales aumentos en el dióxido de carbono pueden haber sido en respuesta a una gran desgasificación del gas natural altamente inflamable (metano) que algunos llaman un "eructo oceánico". [10] [13] Grandes cantidades de metano normalmente están atrapadas en la corteza terrestre en las mesetas continentales en uno de los muchos depósitos que consisten en compuestos de hidrato de metano , una combinación sólida precipitada de metano y agua muy similar al hielo. Debido a que los hidratos de metano son inestables, excepto a temperaturas frías y presiones altas (profundas), los científicos han observado eventos de desgasificación más pequeños debido a eventos tectónicos . Los estudios sugieren que la enorme liberación de gas natural [10] podría ser un importante factor climatológico desencadenante, ya que el metano es un gas de efecto invernadero mucho más potente que el dióxido de carbono. Sin embargo, la anoxia también fue generalizada durante la edad de hielo del Hirnantian (finales del Ordovícico). [ cita requerida ]
Los eventos anóxicos oceánicos se han reconocido principalmente a partir de los períodos Cretácico y Jurásico ya cálidos , cuando se han documentado numerosos ejemplos, [14] [15] pero se ha sugerido que ejemplos anteriores ocurrieron a finales del Triásico , el Pérmico , el Devónico ( evento Kellwasser ), el Ordovícico y el Cámbrico .
El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), que se caracterizó por un aumento global de la temperatura y la deposición de esquistos ricos en materia orgánica en algunos mares de plataforma, muestra muchas similitudes con los eventos anóxicos oceánicos.
Normalmente, los fenómenos anóxicos oceánicos duraban menos de un millón de años, antes de recuperarse por completo.
Los eventos anóxicos oceánicos han tenido muchas consecuencias importantes. Se cree que han sido responsables de extinciones masivas de organismos marinos tanto en el Paleozoico como en el Mesozoico . [12] [16] [17] Los eventos anóxicos del Toarciense temprano y del Cenomaniano-Turoniense se correlacionan con los eventos de extinción del Toarciense y del Cenomaniano-Turoniense de formas de vida principalmente marinas. Aparte de los posibles efectos atmosféricos, muchos organismos marinos que habitan en las profundidades no pudieron adaptarse a un océano donde el oxígeno penetrara solo en las capas superficiales. [ cita requerida ]
Una consecuencia económicamente significativa de los fenómenos anóxicos oceánicos es el hecho de que las condiciones prevalecientes en tantos océanos mesozoicos han ayudado a producir la mayor parte de las reservas de petróleo y gas natural del mundo . Durante un fenómeno anóxico oceánico, la acumulación y conservación de materia orgánica fue mucho mayor de lo normal, lo que permitió la generación de rocas generadoras de petróleo en muchos entornos del mundo. En consecuencia, alrededor del 70 por ciento de las rocas generadoras de petróleo son de edad mesozoica y otro 15 por ciento datan del Paleógeno cálido: sólo en raras ocasiones, en los períodos más fríos, las condiciones fueron favorables para la producción de rocas generadoras a una escala que no fuera la local.
Un modelo propuesto por Lee Kump, Alexander Pavlov y Michael Arthur en 2005 sugiere que los eventos anóxicos oceánicos pueden haberse caracterizado por el afloramiento de agua rica en gas de sulfuro de hidrógeno altamente tóxico, que luego se liberó a la atmósfera. Este fenómeno probablemente habría envenenado plantas y animales y causado extinciones masivas. Además, se ha propuesto que el sulfuro de hidrógeno subió a la atmósfera superior y atacó la capa de ozono , que normalmente bloquea la radiación ultravioleta mortal del Sol . El aumento de la radiación UV causada por este agotamiento del ozono habría amplificado la destrucción de la vida vegetal y animal. Las esporas fósiles de los estratos que registran el evento de extinción del Pérmico-Triásico muestran deformidades consistentes con la radiación UV. Esta evidencia, combinada con biomarcadores fósiles de bacterias verdes del azufre , indica que este proceso podría haber jugado un papel en ese evento de extinción masiva , y posiblemente otros eventos de extinción. El desencadenante de estas extinciones masivas parece ser el calentamiento del océano causado por un aumento de los niveles de dióxido de carbono a alrededor de 1000 partes por millón. [18]
Se espera que los niveles reducidos de oxígeno conduzcan a mayores concentraciones de metales sensibles a la oxidación-reducción en el agua de mar. La disolución reductora de oxihidróxidos de hierro y manganeso en sedimentos del fondo marino en condiciones de bajo oxígeno liberaría esos metales y los metales traza asociados. La reducción de sulfato en dichos sedimentos podría liberar otros metales como el bario . Cuando las aguas profundas anóxicas ricas en metales pesados ingresaron en las plataformas continentales y encontraron mayores niveles de O2 , se habría producido la precipitación de algunos de los metales, así como el envenenamiento de la biota local. En el evento Pridoli de finales del Silúrico y mediados del Silúrico , se observan aumentos en los niveles de Fe, Cu, As, Al, Pb, Ba, Mo y Mn en sedimentos de aguas poco profundas y microplancton; esto se asocia con un marcado aumento en la tasa de malformación en quitinozoos y otros tipos de microplancton, probablemente debido a la toxicidad de los metales . [19] Se ha informado de un enriquecimiento de metales similar en sedimentos del evento Ireviken de mediados del Silúrico . [20]
Las condiciones sulfídicas (o euxínicas), que existen hoy en día en muchos cuerpos de agua , desde estanques hasta varios mares mediterráneos rodeados de tierra [21] como el Mar Negro , fueron particularmente frecuentes en el Atlántico Cretácico , pero también caracterizaron otras partes del océano mundial. En un mar sin hielo de estos supuestos mundos de súper invernadero, las aguas oceánicas eran hasta 200 metros (660 pies) más altas, en algunas eras. Durante los períodos de tiempo en cuestión, se cree que las placas continentales estuvieron bien separadas, y las montañas como se las conoce hoy fueron (en su mayoría) eventos tectónicos futuros , lo que significa que los paisajes generales eran generalmente mucho más bajos, e incluso los climas de medio súper invernadero habrían sido eras de erosión hídrica altamente acelerada [10] que llevaron cantidades masivas de nutrientes a los océanos del mundo alimentando una población explosiva general de microorganismos y sus especies depredadoras en las capas superiores oxigenadas.
Estudios estratigráficos detallados de lutitas negras del Cretácico de muchas partes del mundo han indicado que dos eventos anóxicos oceánicos (OAE) fueron particularmente significativos en términos de su impacto en la química de los océanos, uno en el Aptiano temprano (~120 Ma), a veces llamado el Evento Selli (o OAE 1a) [22] en honor al geólogo italiano Raimondo Selli (1916-1983), y otro en el límite Cenomaniano - Turoniense (~93 Ma), también llamado el Evento Bonarelli (o OAE2 ) [22] en honor al geólogo italiano Guido Bonarelli (1871-1951). [23] El OAE1a duró entre ~1,0 y 1,3 Myr. [24] Se estima que la duración del OAE2 es de ~820 kyr con base en un estudio de alta resolución del intervalo OAE2 significativamente expandido en el sur del Tíbet, China. [25]
Se han propuesto eventos anóxicos oceánicos más menores para otros intervalos en el Cretácico (en las etapas Valanginiano , Hauteriviano , Albiano y Coniaciano - Santoniano ), [26] [27] pero su registro sedimentario, representado por lutitas negras ricas en materia orgánica, parece más parroquial, estando predominantemente representado en el Atlántico y áreas vecinas, y algunos investigadores los relacionan con condiciones locales particulares en lugar de estar forzados por el cambio global.
El único evento anóxico oceánico documentado del Jurásico tuvo lugar durante el Toarciense temprano (~183 Ma). [28] [14] [15] Dado que ningún núcleo DSDP ( Proyecto de Perforación en Aguas Profundas ) ni ODP ( Programa de Perforación Oceánica ) han recuperado esquistos negros de esta edad (ya que queda poca o ninguna corteza oceánica del Toarciense), las muestras de esquisto negro provienen principalmente de afloramientos en tierra. Estos afloramientos, junto con material de algunos pozos petrolíferos comerciales, se encuentran en todos los continentes principales [28] y este evento parece similar en tipo a los dos principales ejemplos del Cretácico.
El evento de extinción del Pérmico-Triásico , desencadenado por el descontrol del CO2 [ 6] de las Trampas Siberianas, estuvo marcado por la desoxigenación de los océanos .
El límite entre los períodos Ordovícico y Silúrico está marcado por períodos repetitivos de anoxia, intercalados con condiciones óxicas normales. Además, se encuentran períodos anóxicos durante el Silúrico. Estos períodos anóxicos ocurrieron en una época de bajas temperaturas globales (aunque los niveles de CO2 eran altos), en medio de una glaciación. [29]
Jeppsson (1990) propone un mecanismo por el cual la temperatura de las aguas polares determina el lugar de formación de las aguas descendentes. [30] Si las aguas de las latitudes altas están por debajo de los 5 °C (41 °F), serán lo suficientemente densas como para hundirse; como son frías, el oxígeno es altamente soluble en sus aguas y el océano profundo estará oxigenado. Si las aguas de las latitudes altas están a más de 5 °C (41 °F), su densidad es demasiado baja para que se hundan por debajo de las aguas profundas más frías. Por lo tanto, la circulación termohalina solo puede ser impulsada por la mayor densidad de la sal, que tiende a formarse en aguas cálidas donde la evaporación es alta. Esta agua cálida puede disolver menos oxígeno y se produce en cantidades más pequeñas, lo que produce una circulación lenta con poco oxígeno en aguas profundas. [30] El efecto de esta agua caliente se propaga a través del océano y reduce la cantidad de CO 2 que los océanos pueden mantener en solución, lo que hace que los océanos liberen grandes cantidades de CO 2 a la atmósfera en un tiempo geológicamente corto (decenas o miles de años). [31] Las aguas cálidas también inician la liberación de clatratos , lo que aumenta aún más la temperatura atmosférica y la anoxia de la cuenca. [31] Retroalimentaciones positivas similares operan durante los episodios de polos fríos, amplificando sus efectos de enfriamiento.
Los períodos con polos fríos se denominan "episodios P" (abreviatura de primo [31] ), y se caracterizan por océanos profundos bioturbados , un ecuador húmedo y tasas de meteorización más altas, y terminan con eventos de extinción, por ejemplo, los eventos Ireviken y Lau . Lo inverso es cierto para los "episodios S" más cálidos y óxicos ( secundo ), donde los sedimentos del océano profundo son típicamente esquistos negros graptolíticos . [30] Un ciclo típico de episodios secundo-primo y el evento resultante generalmente dura alrededor de 3 Ma. [31]
La duración de los eventos es tan larga en comparación con su inicio porque las retroalimentaciones positivas deben ser superadas. El contenido de carbono en el sistema océano-atmósfera se ve afectado por cambios en las tasas de meteorización, que a su vez están controladas predominantemente por la lluvia. Debido a que esto está inversamente relacionado con la temperatura en los tiempos Silúricos, el carbono se reduce gradualmente durante los episodios S cálidos (alto CO 2 ), mientras que lo inverso es cierto durante los episodios P. En la parte superior de esta tendencia gradual se sobreimprime la señal de los ciclos de Milankovic , que en última instancia desencadenan el cambio entre los episodios P y S. [31]
Estos eventos se hacen más largos durante el Devónico; la creciente biota vegetal terrestre probablemente actuó como un gran amortiguador de las concentraciones de dióxido de carbono. [31]
El evento Hirnantiano de finales del Ordovícico puede ser alternativamente el resultado de floraciones de algas, causadas por un suministro repentino de nutrientes a través de afloramientos impulsados por el viento o una afluencia de agua de deshielo rica en nutrientes proveniente de los glaciares que se derriten, que en virtud de su naturaleza fresca también ralentizarían la circulación oceánica. [32]
Se ha pensado que durante la mayor parte de la historia de la Tierra, los océanos carecían en gran medida de oxígeno. Durante el Arcaico , la euxinia estuvo prácticamente ausente debido a la baja disponibilidad de sulfato en los océanos, [5] pero durante el Proterozoico se volvería más común.
Se conocen varios eventos anóxicos de finales del Neoproterozoico , incluido uno del conjunto Nama temprano que posiblemente coincidió con el primer pulso de la extinción del final del Ediacárico . [33] [34]
[A más]
Seis grados
[es decir, un aumento de 6 grados Celsius] * Al final del período
Pérmico
, hace 251 millones de años, hasta el 95% de las especies se extinguieron como resultado de un
evento de súper invernadero
, lo que resultó en un aumento de temperatura de seis grados, tal vez debido a un eructo
de metano
aún mayor que ocurrió 200 millones de años después en el
Eoceno
y también: * Se produjeron cinco grados de calentamiento durante el
Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno
, hace 55 millones de años: durante ese evento, los árboles del pan crecieron en la costa de Groenlandia, mientras que el océano Ártico vio temperaturas del agua de 20 °C a 200 km del propio Polo Norte. No había hielo en ninguno de los polos; probablemente crecían bosques en la Antártida central. * El fenómeno de efecto invernadero del Eoceno probablemente fue causado por
hidratos de metano
(una combinación de metano y agua similar al hielo) que irrumpieron en la atmósfera desde el fondo del mar en un inmenso "eructo oceánico", lo que provocó un aumento de las temperaturas globales. Hoy en día, grandes cantidades de estos mismos hidratos de metano todavía se encuentran en las plataformas continentales submarinas. * El efecto invernadero del Eoceno temprano tardó al menos 10.000 años en producirse. Hoy podríamos lograr la misma hazaña en menos de un siglo. (énfasis, enlaces añadidos)
Con el clima extremo que continúa afectando (los huracanes pueden aumentar en potencia en media categoría por encima de la actual categoría cinco), los suministros mundiales de alimentos estarán en grave peligro. :Y: El evento de efecto invernadero del Eoceno fascina a los científicos no solo por sus efectos, que también vieron una importante extinción masiva en los mares, sino también por su causa probable:
los hidratos de metano
. Esta sustancia improbable, una especie de combinación de metano y agua similar al hielo que solo es estable a bajas temperaturas y alta presión, puede haber estallado en la atmósfera desde el fondo del mar en un inmenso
"eructo oceánico"
, provocando un aumento en las temperaturas globales (el metano es incluso más poderoso como gas de efecto invernadero que el dióxido de carbono). Hoy en día, grandes cantidades de esos mismos hidratos de metano todavía se encuentran en las plataformas continentales submarinas. A medida que los océanos se calienten, podrían liberarse una vez más en un eco aterrador de aquel eructo de metano de hace 55 millones de años.
{{cite journal}}: CS1 maint: DOI inactivo a partir de mayo de 2024 ( enlace )