Los eventos anóxicos oceánicos o eventos anóxicos ( condiciones de anoxia ) describen períodos en los que grandes extensiones de los océanos de la Tierra se agotaron de oxígeno disuelto (O 2 ) , creando aguas tóxicas y euxínicas (anóxicas y sulfídicas). [1] Aunque los eventos anóxicos no han ocurrido durante millones de años, el registro geológico muestra que ocurrieron 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 utilizan como marcadores de tiempo en la datación bioestratigráfica . [3] Por otro lado, existen diversos lechos de esquisto negro 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 relacionados con la desaceleración de la circulación oceánica, el calentamiento climático y los niveles elevados de gases de efecto invernadero . Los investigadores han propuesto un vulcanismo mejorado (la liberación de CO 2 ) como el "desencadenante externo central de 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 tal evento también se conoce como hipótesis de Kump, [8] sin embargo, todavía faltan pruebas.
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 a partir de descubrimientos realizados por el Deep Sea Drilling Project (DSDP) en el Océano Pacífico. El hallazgo de lutitas negras ricas 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 con núcleos del Océano Atlántico y afloramientos conocidos en Europa, particularmente en el registro geológico de la cadena de los Apeninos [9] en Italia , dominada por piedra caliza , llevó a la observación de que estos estratos extendidos, igualmente distintos , registraron condiciones muy inusuales de agotamiento de oxígeno en los océanos del mundo que abarcan varios períodos discretos de tiempo geológico .
Las investigaciones sedimentológicas modernas de estos sedimentos ricos en materia orgánica suelen revelar la presencia de finas laminaciones que no son perturbadas por la fauna que habita en el fondo marino, lo que indica condiciones anóxicas en el fondo marino que se cree coinciden con una capa baja venenosa de sulfuro de hidrógeno, H 2 S . [10] Además, estudios geoquímicos orgánicos detallados han revelado recientemente la presencia de moléculas (los llamados biomarcadores) que se derivan tanto de bacterias de azufre púrpura [10] como de bacterias de azufre verdes , organismos que requerían tanto luz como sulfuro de hidrógeno libre (H 2 S ), lo que ilustra que las condiciones anóxicas se extendieron hacia lo alto de la columna fótica de agua superior.
Este es un entendimiento reciente, [ ¿cuándo? ] el rompecabezas se ha ido armando lentamente en las últimas tres décadas. Los pocos eventos anóxicos conocidos y sospechados se han relacionado geológicamente con la producción a gran escala de las reservas mundiales de petróleo en bandas mundiales de esquisto negro en el registro geológico . [ cita necesaria ]
Los eventos anóxicos con condiciones euxínicas (anóxicas, sulfídicas) se han relacionado con episodios extremos de desgasificación volcánica. El vulcanismo contribuyó a la acumulación de CO 2 en la atmósfera y al aumento de las temperaturas globales, provocando un ciclo hidrológico acelerado que introdujo nutrientes en los océanos (estimulando la productividad planctónica). Estos procesos actuaron potencialmente como desencadenantes de euxinia en cuencas restringidas donde podría desarrollarse la estratificación de la columna de agua. En condiciones de anóxica a euxínica, el fosfato oceánico no se retiene en los sedimentos y, por lo tanto, podría liberarse y reciclarse, contribuyendo 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 los actuales, lo que hace que la anoxia sea más fácil de lograr. Sin embargo, se requieren condiciones más específicas para explicar los eventos anóxicos oceánicos de corto período (menos de un millón de años). Dos hipótesis, y sus variaciones, han demostrado ser las más duraderas. [ cita necesaria ]
Una hipótesis sugiere que la acumulación anómala de materia orgánica se relaciona con su preservación mejorada en condiciones restringidas y pobremente oxigenadas, que a su vez eran función de la geometría particular de la cuenca oceánica: tal hipótesis, aunque fácilmente aplicable al Cretácico joven y relativamente estrecho El Atlántico (que podría compararse con un Mar Negro a gran escala, sólo que mal conectado con el Océano Mundial), no logra explicar la aparición de esquistos negros contemporáneos en las mesetas del Pacífico en alta mar y en los mares de plataforma en todo el mundo. Hay sugerencias, nuevamente desde el Atlántico, de que el responsable fue un cambio en la circulación oceánica, 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 . Un flujo tan acelerado de materia orgánica habría expandido e intensificado la zona mínima de oxígeno , mejorando aún más la cantidad de carbono orgánico que ingresa al registro sedimentario. Básicamente, 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 tal aumento se habría requerido una afluencia acelerada de nutrientes derivados de la tierra junto con un vigoroso afloramiento , lo que habría requerido un cambio climático importante a escala global. Los datos geoquímicos de las proporciones de isótopos de oxígeno en sedimentos carbonatados y fósiles, y de 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 fueran aumentó durante estos intervalos. De hecho, la solubilidad reducida del oxígeno conduciría a la liberación de fosfato, lo que nutriría aún más el océano y estimularía una alta productividad, por lo tanto, una alta demanda de oxígeno, lo que sustentaría 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 ; aumentan las tasas de meteorización global y el flujo de nutrientes fluviales; aumenta la productividad orgánica en los océanos; aumenta el entierro de carbono orgánico en los océanos (comienza OAE); el dióxido de carbono se reduce debido al entierro de materia orgánica y a la erosión de las rocas de silicato (efecto invernadero inverso); las temperaturas globales caen y el sistema océano-atmósfera vuelve al equilibrio (finaliza la OAE).
De esta manera, un evento anóxico oceánico puede verse como la respuesta de la Tierra a la inyección de un 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 de una rápida efusión de grandes cantidades de gases vulcanógenos 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 ( Toarciense temprano ) y del Cretácico ( Aptiano temprano y Cenomaniano-Turoniano ), lo que indica que un el vínculo causal es factible.
Los eventos anóxicos oceánicos ocurrieron con mayor frecuencia durante períodos de clima muy cálido caracterizados por altos niveles de dióxido de carbono (CO 2 ) y temperaturas superficiales medias probablemente superiores a 25 °C (77 °F). En comparación, los niveles del Cuaternario , en el período actual , son de sólo 13 °C. Estos aumentos en el dióxido de carbono pueden haber sido en respuesta a una gran desgasificación del gas natural altamente inflamable (metano) que algunos llaman "eructo oceánico". [10] [13] Normalmente, grandes cantidades de metano están encerradas 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 parecida 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 desencadenante climatológico, ya que el propio metano es un gas de efecto invernadero muchas veces más potente que el dióxido de carbono. Sin embargo, la anoxia también estuvo muy extendida durante la edad de hielo del Hirnantiense (Ordovícico tardío). [ cita necesaria ]
Los eventos anóxicos oceánicos se han reconocido principalmente en los ya cálidos períodos Cretácico y Jurásico , cuando se han documentado numerosos ejemplos, [14] [15] pero se ha sugerido que ejemplos anteriores ocurrieron en el Triásico tardío , Pérmico y Devónico ( evento Kellwasser ). , Ordovícico y 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 la plataforma, muestra muchas similitudes con los eventos anóxicos oceánicos.
Por lo general, los eventos anóxicos oceánicos duraron menos de un millón de años, antes de una recuperación total.
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 primeros eventos anóxicos del Toarciano y del Cenomaniano-Turoniano se correlacionan con los eventos de extinción del Toarciano y del Cenomaniano-Turoniano 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 sólo penetraba en las capas superficiales. [ cita necesaria ]
Una consecuencia económicamente significativa de los eventos anóxicos oceánicos es el hecho de que las condiciones predominantes en tantos océanos mesozoicos han ayudado a producir la mayor parte de las reservas mundiales de petróleo y gas natural . Durante un evento anóxico oceánico, la acumulación y preservación de materia orgánica fue mucho mayor de lo normal, lo que permitió la generación de rocas potencialmente fuente de petróleo en muchos ambientes en todo el mundo. En consecuencia, alrededor del 70 por ciento de las rocas generadoras de petróleo son de edad mesozoica, y otro 15 por ciento data del Paleógeno cálido: sólo en raras ocasiones, en períodos más fríos, las condiciones eran favorables para la producción de rocas generadoras en cualquier otra 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 provocado 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 mortal radiación ultravioleta del sol . El aumento de la radiación ultravioleta causado por este agotamiento de la capa de ozono habría amplificado la destrucción de la vida vegetal y animal. Las esporas fósiles de los estratos que registraron el evento de extinción del Pérmico-Triásico muestran deformidades consistentes con la radiación ultravioleta. Esta evidencia, combinada con biomarcadores fósiles de bacterias verdes de azufre , indica que este proceso podría haber jugado un papel en ese evento de extinción masiva , y posiblemente en otros eventos de extinción. El desencadenante de estas extinciones masivas parece ser el calentamiento del océano provocado por un aumento de los niveles de dióxido de carbono a aproximadamente 1.000 partes por millón. [18]
Se espera que los niveles reducidos de oxígeno conduzcan a un aumento de las concentraciones en el agua de mar de metales sensibles al redox. 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 aguas profundas anóxicas ricas en metales pesados entraron en las plataformas continentales y encontraron niveles elevados de O 2 , se habría producido la precipitación de algunos de los metales, así como el envenenamiento de la biota local. En el evento de Pridoli medio del Silúrico tardío , 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 malformaciones 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 a 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 súper invernadero, las aguas oceánicas eran hasta 200 metros (660 pies) más altas, en algunas épocas. Durante los períodos de tiempo en cuestión, se cree que las placas continentales estuvieron bien separadas, y las montañas tal como se las conoce hoy fueron (en su mayoría) eventos tectónicos futuros , lo que significa que los paisajes generales fueron en general mucho más bajos, e incluso los climas de medio súper invernadero Habrían sido épocas de erosión hídrica muy acelerada [10] que transportarían 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 Evento Selli (u OAE 1a) [22] en honor al geólogo italiano Raimondo Selli (1916-1983), y otro en el límite Cenomaniano - Turoniano (~93 Ma), también llamado Evento Bonarelli (u OAE2 ) [22] en honor al geólogo italiano Guido Bonarelli (1871-1951). [23] La OAE1a duró entre 1,0 y 1,3 millones de años. [24] Se estima que la duración de OAE2 es de ~820 años según un estudio de alta resolución del intervalo OAE2 significativamente ampliado en el sur del Tíbet, China. [25]
Se han propuesto más eventos anóxicos oceánicos menores para otros intervalos en el Cretácico (en las etapas Valanginiano , Hauteriviano , Albiano y Coniaciano - Santoniense ), [26] [27] pero su registro sedimentario, representado por lutitas negras ricas en materia orgánica, parece son más provincianos, están representados predominantemente en el Atlántico y áreas vecinas, y algunos investigadores los relacionan con condiciones locales particulares en lugar de verse obligados por el cambio global.
El único evento anóxico oceánico documentado en el 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 ) ha recuperado lutitas negras de esta edad (queda poca o ninguna corteza del océano Toarciano), las muestras de lutitas negras principalmente Provienen de afloramientos en tierra. Estos afloramientos, junto con material de algunos pozos petroleros comerciales, se encuentran en todos los continentes principales [28] y este evento parece similar a los dos principales ejemplos del Cretácico.
El evento de extinción del Pérmico-Triásico , provocado por el CO 2 descontrolado [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, durante el Silúrico se encuentran periodos anóxicos. Estos períodos anóxicos ocurrieron en una época de bajas temperaturas globales (aunque los niveles de CO 2 eran altos), en medio de una glaciación. [29]
Jeppsson (1990) propone un mecanismo mediante el cual la temperatura de las aguas polares determina el lugar de formación del agua que fluye hacia abajo. [30] Si las aguas de altas latitudes están por debajo de los 5 °C (41 °F), serán lo suficientemente densas como para hundirse; como son fríos, el oxígeno es muy soluble en sus aguas, y las profundidades del océano estarán oxigenadas. Si las aguas de latitudes altas están a más de 5 °C (41 °F), su densidad es demasiado baja para hundirse debajo de las aguas profundas más frías. Por lo tanto, la circulación termohalina sólo puede ser impulsada por el aumento de la densidad de la sal, que tiende a formarse en aguas cálidas donde la evaporación es alta. Esta agua tibia puede disolver menos oxígeno y se produce en cantidades más pequeñas, lo que produce una circulación lenta con poco oxígeno en las aguas profundas. [30] El efecto de esta agua cálida se propaga a través del océano, y reduce la cantidad de CO 2 que los océanos pueden retener 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] Retroalimentación positiva similar opera durante los episodios de polos fríos, amplificando sus efectos refrescantes.
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, Ireviken y Lau . eventos . Lo contrario es cierto para los "episodios S" ( secundo ), más cálidos y óxicos, donde los sedimentos oceánicos profundos son típicamente lutitas negras graptolíticas . [30] Un ciclo típico de episodios segundo-primo y el evento subsiguiente suele durar alrededor de 3 Ma. [31]
La duración de los acontecimientos es tan larga en comparación con su inicio porque hay que superar las reacciones positivas. El contenido de carbono en el sistema océano-atmósfera se ve afectado por cambios en las tasas de meteorización, que a su vez está controlado predominantemente por las precipitaciones. Debido a que esto está inversamente relacionado con la temperatura en la época del Silúrico, el carbono se reduce gradualmente durante los episodios S cálidos (alto CO 2 ), mientras que ocurre lo contrario durante los episodios P. A esta tendencia gradual se suma la señal de los ciclos de Milankovic , que finalmente desencadenan el cambio entre los episodios P y S. [31]
Estos eventos se vuelven más largos durante el Devónico; La creciente biota de plantas terrestres probablemente actuó como un gran amortiguador de las concentraciones de dióxido de carbono. [31]
Alternativamente, el evento Hirnantiense del final del Ordovícico puede ser el resultado de la proliferación de algas, causada por un suministro repentino de nutrientes a través de surgencias impulsadas por el viento o una afluencia de agua de deshielo rica en nutrientes proveniente del deshielo de los glaciares, que en virtud de su naturaleza fresca también frenaría el avance del océano. circulación. [32]
Se ha pensado que durante la mayor parte de la historia de la Tierra, los océanos tuvieron una gran deficiencia de oxígeno. Durante el Arcaico , la euxinia estuvo en gran medida ausente debido a la baja disponibilidad de sulfato en los océanos, [5] pero durante el Proterozoico se volvería más común.
[A más]
Seis grados
[es decir, 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
, que provocó una temperatura aumento 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: *Cinco grados de calentamiento ocurrieron durante el
Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno
, hace 55 millones de años: durante ese evento, los árboles del pan creció en la costa de Groenlandia, mientras que en el Océano Ártico se registraron temperaturas del agua de 20°C en un radio de 200 kilómetros del propio Polo Norte.
No había hielo en ninguno de los polos;
Probablemente los bosques crecían en la Antártida central.
* El efecto invernadero del Eoceno probablemente fue causado por
hidratos de metano
(una combinación similar al hielo de metano y agua) que irrumpieron en la atmósfera desde el lecho marino en un inmenso "eructo oceánico", provocando 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 invernadero del Eoceno temprano tardó al menos 10.000 años en realizarse.
Hoy podríamos lograr la misma hazaña en menos de un siglo.
(énfasis, enlaces agregados)
Dado que el clima extremo continúa afectando (los huracanes pueden aumentar su potencia media categoría por encima de la categoría cinco actual), los suministros mundiales de alimentos estarán en peligro crítico.
:Y: El efecto invernadero del Eoceno fascina a los científicos no sólo por sus efectos, que también provocaron una gran extinción masiva en los mares, sino también por su probable causa: los
hidratos de metano
.
Esta improbable sustancia, una especie de combinación similar al hielo de metano y agua que sólo es estable a bajas temperaturas y alta presión, puede haber irrumpido en la atmósfera desde el fondo marino en un inmenso
"eructo oceánico"
, provocando un aumento de 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 estos mismos hidratos de metano todavía se encuentran en las plataformas continentales submarinas.
A medida que los océanos se calientan, podrían liberarse una vez más en un aterrador eco de aquel eructo de metano de hace 55 millones de años.
