Variaciones Isotópicas y Salinidad en los Océanos y Glaciares

1. Diferencias en la Composición Isotópica y Salinidad de las Aguas Superficiales y Profundas del Atlántico

En aguas superficiales, existe una correlación positiva entre la evaporación isotópica en oxígeno (δ¹⁸O) y la salinidad, ya que ambas aumentan con la evaporación.

Sin embargo, la composición isotópica de las aguas profundas se desvía de esta regla debido a la influencia de la congelación del agua de mar. La congelación provoca un aumento de δ¹⁸O en el hielo de aproximadamente un 2%.

Aunque este valor no es muy significativo, la congelación aumenta considerablemente la salinidad y, por tanto, la densidad del agua. El agua más pesada y salada se hunde, dando lugar a la cinta transportadora oceánica o circulación termohalina.

Las aguas más frías y densas de las zonas polares se hunden y descienden por el Atlántico, donde se unen a las aguas salinas menos densas y fluyen hacia el océano Índico y el Pacífico. Mientras las aguas densas se dirigen hacia abajo, las más cálidas ascienden desde el Pacífico, recorren el océano Índico, rodean África, ascienden hacia América por el Atlántico y finalmente hacia el Ártico.

2. Estratigrafía de los Glaciares

a) Variaciones de δ¹⁸O en los Testigos Glaciares

Las variaciones en las composiciones isotópicas del hielo en los testigos glaciares reflejan cambios estacionales (verano-invierno) o climáticos (épocas más cálidas y más frías).

En verano (o en épocas más cálidas), δ¹⁸O presenta valores menos negativos porque la fraccionación isotópica disminuye al aumentar la temperatura. Por el contrario, en invierno (o en épocas frías), δ¹⁸O presenta valores más negativos.

En el diagrama proporcionado, se observan dos épocas cálidas (una más clara que la otra) y dos o tres épocas frías. La época cálida más clara corresponde a las composiciones isotópicas entre 150 y 300 m de profundidad. La otra época clara se extiende de 400 a 500 m de profundidad. Las épocas más frías son dos: una antes de los 150 m y otra entre 330 y 400 m.

La variación de la composición isotópica está controlada por la temperatura del aire.

3. Disminución de δ¹³C en los Carbonatos del Límite K/T

En el límite K/T, se produjo una gran extinción que afectó a todos los seres vivos. Murieron muchos organismos que captaban ¹²C (organismos marinos o plantas fotosintéticas).

El descenso brusco en δ¹³C en el límite Cretácico-Paleoceno indica que el enterramiento de materia orgánica con δ¹³C negativo cesó repentinamente, lo que señala la ausencia de productividad biológica.

Por el contrario, el brusco descenso en δ¹³C al final del Paleoceno se observa tanto en especies bentónicas como pelágicas. Se cree que este evento representa la liberación brusca a la atmósfera de gas CH₄, atrapado en sedimentos.

4. Evolución de 87Sr/86Sr y Composición Isotópica del Agua del Océano

La relación ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr es muy baja en los carbonatos, por lo que la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr apenas se modifica desde que se forman los carbonatos. En consecuencia, la relación ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr permanece igual al valor inicial de los carbonatos y, por lo tanto, del agua de mar a partir de la cual se forman.

5. Relación Mg/Ca y Temperatura en los Esqueletos de Globigerinoides Ruber

Se ha encontrado la siguiente relación entre Mg/Ca y la temperatura de formación de los esqueletos de Globigerinoides ruber en las aguas superficiales del océano Pacífico:

• Mg/Ca = 3,16 a 27 °C
• Mg/Ca = 2,38 a 25 °C
• Mg/Ca = 2,63 a 25 °C

a) Ecuación que Relaciona la Temperatura con Mg/Ca

Para derivar una ecuación que relacione la temperatura (T) con la relación Mg/Ca, podemos utilizar los datos proporcionados:

Mg/Ca = 3,16 - 0,026T

b) Relación Mg/Ca a 24 °C

Para calcular la relación Mg/Ca de las conchas formadas en aguas con una temperatura de 24 °C, sustituimos T = 24 en la ecuación:

Mg/Ca = 3,16 - 0,026(24) = 2,84

6. Variación de δ³⁴S en los Océanos

Es importante controlar cómo ha variado δ³⁴S en el agua de los océanos a lo largo del tiempo geológico.

Para determinar esta variación, podemos utilizar el yeso y la anhidrita, ya que la fraccionación de los isótopos de S durante su precipitación es mínima (solo 1,65‰). Por lo tanto, el δ³⁴S del yeso y la anhidrita reflejaría la composición del δ³⁴S del agua del mar en la que se formaron.

El δ³⁴S del yeso, la anhidrita y la pirita ha variado sistemáticamente a lo largo del tiempo.