La paleoceanografía es el estudio de la historia de los océanos en el pasado geológico con respecto 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 geoquímicas indirectas incluyen moléculas orgánicas de cadena larga (por ejemplo, alquenonas ), isótopos estables y radiactivos y trazas de metales. [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 la 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 las secreciones de conchas del 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 TSM debido a la influencia que tiene la temperatura en la proporción de isótopos. El plancton absorbe oxígeno al formar 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 puede usarse 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 del 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 glaciales el agua de mar δ 18 O es elevada y las capas de calcita formado durante estos tiempos tendrá un valor de δ 18 O mayor. [5] [6]
La sustitución de magnesio en lugar de calcio en las capas de CaCO 3 se puede utilizar como sustituto de la SST en la que se formaron las capas. Las proporciones 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-deposicional, por nombrar algunos. [2] Aparte de otras influencias, las proporciones 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 pueden extraerse de 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 son un producto de la fotosíntesis, lo que requiere la formación de las capas superficiales superiores a la luz del sol. Como tal, registra mejor la TSM cerca de la superficie. [2]
El indicador más comúnmente utilizado para inferir la historia de la temperatura de las profundidades marinas son las proporciones Mg/Ca en los foraminíferos bentónicos y los ostrácodos . Las temperaturas deducidas de las proporciones Mg/Ca han confirmado un enfriamiento de hasta 3 °C en las profundidades del océano durante los períodos glaciales del Pleistoceno tardío. [2] Un estudio notable es el de Lear et al. [2002], quienes trabajaron para calibrar la temperatura del agua del fondo en relación con las proporciones Mg/Ca en 9 ubicaciones que cubren una variedad de profundidades de hasta seis foraminíferos bentónicos diferentes (dependiendo de la ubicación). [9] Los autores encontraron una ecuación que calibra la temperatura del agua del fondo de las proporciones Mg/Ca que adopta 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. Aunque esta área de la Paleoceanografía no es nada nuevo, algunas investigaciones se remontan a la década de 1930 y antes. [11] La investigación reconstructiva moderna a escala de tiempo ha avanzado utilizando métodos de escaneo de núcleos de sedimentos. Estos métodos han permitido investigaciones similares a las realizadas 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 la circulación oceánica, como Deschamps et al. descrito con su investigación sobre registros de sedimentos de los márgenes de Chukchi-Alaska y Canadá de Beaufort. [14]
La salinidad es una cantidad más difícil de inferir a partir de paleorregistros. 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 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 volviéndose más salinos y los océanos subtropicales Índico y Pacífico volviéndose menos salinos. [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 los cambios en la salinidad también pueden contribuir a una reducción de la extensión del hielo marino. [19]
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 proporción de isótopos de carbono y cadmio/calcio porque la variabilidad en sus proporciones se debe en parte a cambios en la química del agua del fondo, que a su vez está relacionada con la fuente de formación en aguas profundas. [20] [21] Estas proporciones, sin embargo, están influenciadas por procesos biológicos, ecológicos y geoquímicos que complican las inferencias sobre circulación.
Todos los indicadores incluidos son útiles para inferir el comportamiento de la circulación meridional de inversión . [2] Por ejemplo, McManus et al. [2004] utilizaron isótopos de protactinio / torio ( 231 Pa y 230 Th) para demostrar que la circulación de inversión meridional del Atlántico había estado casi (o completamente) cerrada durante el último período glacial. [22] 231 Pa y 230 Th se forman a partir de la desintegración radiactiva del uranio disuelto en agua de mar, y 231 Pa puede permanecer sostenido en la columna de agua por más tiempo que 230 Th: 231 Pa tiene un tiempo de residencia de ~100 a 200 años, mientras que 230 Tiene entre 20 y 40 años. [22] En el Océano Atlántico actual y en la circulación 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 relaciones 231 Pa/ 230 Th relativamente bajas encontradas por McManus et al. [2004] en un núcleo a 33N 57W y a una profundidad de 4,5 km. Cuando la circulación invertida se cierra (como se supone) 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 et al. [2004] también observan un pequeño aumento en la relación 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 invertida. [22]
Las proporciones de isótopos de boro (δ 11 B) se pueden utilizar para inferir cambios a escala temporal tanto recientes como milenarios en la acidez, el pH y la alcalinidad del océano, que se deben principalmente a las concentraciones atmosféricas de CO 2 y a la concentración de iones bicarbonato en el océano. . Se ha identificado que δ 11 B en corales del Pacífico sudoccidental 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 de los océanos debido al aumento de las concentraciones de CO 2 atmosférico . [23] Otra aplicación de δ 11 B en las capas de plancton se puede utilizar como indicador indirecto de las concentraciones de CO 2 atmosférico durante los últimos millones de años. [24]
Medios relacionados con la paleoceanografía en Wikimedia Commons
