Foraminíferos y clima.

Los foraminíferos son animales microscópicos, pertenecientes al zooplancton. Sus conchas de caliza (CO3Ca) permiten estudiar las variaciones isotópicas del oxígeno y del carbono marino, y ofrecen claves sobre las temperaturas del agua, el volumen de los hielos e, incluso, el funcionamiento de las corrientes marinas. Además las variaciones en el habitat marino de sus diferentes especies son también indicativas de la evolución climática. Así mismo, el análisis de la concentración de algunos elementos químicos presentes en pequeñas cantidades en sus conchas es utilizado en la investigación paleoceanográfica y paleoclimática.

Mediciones isotópicas del oxígeno

Las mediciones isotópicas del oxígeno de las conchas de los foraminíferos fósiles permiten conocer los cambios habidos en la acumulación de hielo en los continentes. El razonamiento se encadena de la siguiente forma.

No todas las moléculas de agua son idénticas. El peso atómico del oxígeno es mayoritariamente 16, pero existe una pequeña fracción de moléculas de agua (un 0,12 % aproximadamente) cuyo oxígeno pesa 18. Esto implica que las moléculas de agua que contienen oxígeno pesado, H218O, pesan más que las que contienen oxígeno ligero, H216O. Pues bien, ocurre que las moléculas de agua con más peso tienden a evaporarse del mar con mayor dificultad que las ligeras. Además, si han pasado al estado de vapor, tienden a condensarse y a volver al océano antes que las que contienen el isótopo ligero. De esta forma, el agua de los océanos es siempre más rica en el isótopo pesado 18O que el vapor de agua atmosférico. Es también más rica en 18O que la que precipita en forma de lluvia o de nieve, o que la que se acumula en forma de hielo en los casquetes continentales.

Durante los períodos en los que el hielo —pobre en 18O— es retenido en los continentes, el agua oceánica es proporcionalmente rica en 18O. Aumenta así la ratio 18O/16O del agua marina. Y viceversa, cuando no hay hielo acumulado en el continente, la ratio 18O/16O del mar disminuye. Por eso, si conocemos las variaciones de estas ratios en el mar, podemos deducir la existencia o no de glaciaciones continentales (ver figura).

¿Y cómo se conocen los cambios ocurridos en esa ratio 18O/16O del agua del mar?

Uno de los métodos es el análisis de las variaciones isotópicas en las conchas de los foraminíferos fósiles recogidos en numerosos sondeos del subsuelo marino. Los foraminíferos poseen conchas de caliza (CaCO3) construídas a partir de los iones de calcio (Ca2+), y de carbonato (CO32-) o de bicarbonato (HCO3-) disueltos en el agua marina. En el proceso de cristalización de la caliza se produce un fraccionamiento isotópico del oxígeno, de tal forma que la ratio 18O/16O del caparazón es mayor o menor en función principalmente de la ratio 18O/16O del agua del mar, pero también de la temperatura del agua.

Para llevar a cabo estos estudios se creó el programa internacional ODP (Ocean Drilling Program) por el que, desde hace varias décadas, se practican sondeos en el subsuelo de todos los océanos del planeta. Del lecho oceánico se extraen unos largos cilindros de sedimentos (cores) cuyas secciones contienen conchas fósiles de foraminíferos de diferentes épocas. Una vez seleccionadas, analizadas y determinadas las ratios isotópicas del oxígeno de las muestras, se comparan con la standard (PDB), y se obtiene el valor d18Omuestra de tal forma que:

No es fácil distinguir en escalas de tiempo muy largas cuáles han sido los factores que más han intervenido en las variaciones 18O/16O de los foraminíferos, si la temperatura del agua en que se formaron, o el valor 18O/16O del agua del mar. Este último valor depende directamente de la mayor o menor acumulación de hielo continental. En un determinado período, tanto si la temperatura del mar decrecía, como si se formaban mantos de hielo en los continentes, el valor d18O de la calcita de los foraminíferos aumentaba. Por lo tanto, los valores bajos de d18O de los foraminíferos indican períodos cálidos y los valores altos períodos fríos, sin que se pueda determinar exactamente si la variación es debida a la temperatura o al volumen del hielo continental. Se considera que en general durante el Cenozoico el valor d18O de la calcita disminuye 0,25‰ por cada grado que aumenta la temperatura del agua, y disminuye un 0,1‰ por cada 10 metros que asciende el nivel del mar.

El extraer conclusiones del análisis isotópico de los foraminíferos del último millón de años es más fácil, ya que durante los últimos ciclos glaciares e interglaciares del Cuaternario la temperatura de las aguas de las profundidades oceánicas, muy frías, apenas ha variado (a diferencia de lo ocurrido con la temperatura de las aguas superficiales, que ha sufrido cambios mucho más bruscos, tanto estacionales como interanuales). Por ello, se suelen estudiar los fraccionamientos isotópicos de los foraminíferos bénticos (habitantes de las profundidades) en orden a poder determinar aproximadamente la evolución del nivel de los mares. Una vez conocido este dato, si analizamos el fraccionamiento isotópico de los foraminíferos planctónicos (habitantes de la superficie) podremos deducir también con bastante precisión la variación en la temperatura de las aguas superficiales.

Un problema de interpretación del análisis isotópico de las conchas de los foraminíferos planctónicos radica en la corrosión y recristalización parcial de las conchas calizas, que sufren cuando llegan al fondo y se encuentran con aguas mucho más frías que las superficiales. Este proceso parece estar en el origen de la paradoja de que en épocas cálidas como el Eoceno, el análisis isotópico de los foraminiferos de las aguas tropicales superficiales indique temperaturas mucho más bajas de las que otras indicaciones paleocimáticas señalan. El problema se resuelve y el valor calculado para las temperaturas marinas aumenta, si se utiliza para el análisis isotópico sólo los foraminíferos que al microcospio aparezcan prístinos y perfectamente conservados, sin recristalizaciones (Pearson, 2001).

Estadios isotópicos marinos

El análisis isotópico de los foramíníferos bénticos en diferentes sondeos oceánicos señala una evolución homogénea a nivel global de d18O, que depende del volumen de hielo acumulado en los continentes y de las temperaturas del agua profunda. Esta homogeneidad permitió a Emiliani (Emiliani, 1955) y a oceanógrafos posteriores parcelar el último millón de años en sucesivos estadios isotópicos marinos (mis: marine isotope stages), según los valores de d18O. Los estadios, que son numerados, se suelen dividir a su vez en subestadios, que suelen estar representados con letras minúsculas. En el Ultimo Ciclo Glacial se distinguen cinco estadios. Comienza con el estadio número 5, dividido en cinco subestadios (el subestadio 5e corresponde al pico del interestadial Eemiense). Los mis 4, 3 y 2 cubren la segunda parte de la glaciación (desde hace ~75 ka). Y el último, el estadio número 1 corresponde al Holoceno.

Variaciones en cantidad y en especies.

Las temperaturas de las masas de agua pueden también ser determinadas estudiando las agrupaciones de foraminíferos que vivieron en ellas. Los foraminíferos, de los que hay una gran variedad de especies, son muy sensibles a la temperatura del agua en que viven. De una especie a otra existen claras diferencias en las preferencias de las masas de agua en que se desarrollan, ya sean de tipo polar, subpolar, mixta o tropical. Así, los porcentajes de aparición de cada especie en las muestras fósiles de los sedimentos oceánicos permiten determinar el tipo de agua en que se desarrollaron en cada período. De esta forma se deducen indirectamente las variaciones de temperatura habidas en las diversas regiones oceánicas. Estos cambios de temperatura indican a su vez las variaciones ocurridas en la dirección y en la intensidad de las corrientes marinas, tanto superficiales como profundas.

Una de las especies de foraminíferos más utilizada en estas investigaciones es un caracolillo microscópico cuya concha tiene la punta enroscada en sentido levógiro, el foraminífero Neogloboquadrina Pachyderma (s ), que es típico del agua polar. Vive en aguas frías cuyas temperaturas oscilan entre el punto de congelación y los 10ºC. Está ausente en las masas de agua más cálidas y su presencia aumenta linealmente a medida que la temperatura decrece, hasta alcanzar el 100% de la fauna planctónica en las aguas cuya temperatura es casi la de congelación. Por eso, en los testigos de los sedimentos marinos del lecho oceánico, la aparición y desaparición de este fósil indica con bastante precisión los vaivenes de las temperaturas de las aguas superficiales, especialmente en el Atlántico Norte.

Elementos traza: magnesio, estroncio, cadmio y boro

En la precipitación de la calcita que forma las conchas de los foraminíferos, algunos iones de magnesio, estroncio, cadmio o boro, sustituyen a los iones de calcio, dependiendo de diversos factores que tienen relación con el clima. Empecemos con el magnesio.

Magnesio

Investigaciones sistemáticas en muchos sondeos marinos en diversas latitudes, y en experimentos de laboratorio con cultivos de foraminíferos, han permitido establecer una fórmula que relaciona la ratio Mg/Ca con las temperaturas del agua del mar. Cuanto mayor sea la temperatura del agua, más cantidad de magnesio precipita en las conchas. Así, por ejemplo, se ha podido determinar a partir de varios sondeos en el Atlántico que sus aguas profundas se han enfriado unos 12ºC en los últimos 50 Ma. También este método aplicado a los foraminíferos de la cuenca marina de Cariaco (Venezuela) ha permitido deducir que las fases de la última desglaciación, Younger Dryas incluído, afectaron también al Atlántico tropical (Lea et al., 2003).

Una vez conocida la variación de temperatura de las aguas mediante el análisis del magnesio, se puede calcular la parte del valor de d18O de los foraminíferos bénticos que corresponde a este factor, y el resto corresponderá a las variaciones isotópicas del agua del mar, dependientes a su vez de la mayor o menor acumulación del hielo continental durante el transcurso de esos 50 millones de años. En definitiva, conjuntando el análisis del Mg con el de d18O se puede saber cuándo ha habido glaciaciones en los últimos 50 Ma (Nurnberg, 2000).

Gracias al análisis del Mg, sondeos en el Pacífico Ecuatorial han determinado que las temperaturas allí en el Ultimo Máximo Glacial eran unos 3ºC inferiores a las actuales. Y comparando la evolución de estas temperaturas con la evolución de d18O , se ha llegado a la conclusión sorprendente de que durante los últimos ciclos glaciales los cambios térmicos en el Pacífico Ecuatorial precedieron a la acumulación de hielo en los mantos continentales en unos 3.000 años. Esto indica que el Pacífico Ecuatorial debió jugar un papel activo en las glaciaciones del planeta (quizás, afectando al intercambio de calor entre el mar y el aire, y también al intercambio de vapor de agua y de CO2 (Lea, 2000).

Uno de los problemas del método del Mg/Ca es que, gracias al estudio de erizos marinos fósiles, se ha descubierto que la proporción Mg/Ca del agua del mar ha variado mucho a lo largo del Fanerozoico (Dickson, 2002)

Estroncio

Con respecto a otro elemento traza importante, el estroncio, se ha comprobado que la intensidad del monzon asiático durante la glaciación se manifiesta en la concentración marina de sus isótopos. El estroncio se encuentra en pequeñas cantidades en la calcita de foraminíferos y en los corales. El estroncio, disuelto en el océano, está compuesto de dos isótopos, cuya ratio, 87Sr/86Sr, es indicativa de un mayor o menor drenaje de las corrientes fluviales. Las rocas silicatadas de granitos y gneisses tienen una mayor ratio 87Sr/86Sr. El sistema Ganges-Bramaputra tiene por eso altos coeficientes de 87Sr/86Sr que, en épocas de fuerte erosión y escorrentía, modifican al alza la partición isotópica del agua oceánica. Además se observa una correlación entre los niveles de 18O y los del 87Sr en los corales y foraminíferos, lo que corrobora la idea de que en los períodos fríos disminuye la fuerza de los monzones y, en consecuencia, los procesos erosivos del Himalaya (Dia, 1992) . En los últimos 40 millones de años la ratio 87Sr/86Sr del agua marina ha aumentado de 0,7078 a 0,7092, debido probablemente al levantamiento del Tibet, que a su vez es un factor fundamental en la tendencia al enfriamiento general del planeta.

Cadmio

Un indicativo químico del funcionamiento de las corrientes profundas es el cadmio que se encuentra también en pequeñas cantidades en los caparazones de los foraminíferos bénticos. La cantidad de cadmio que se encuentra en sus conchas depende de la cantidad de cadmio disuelto en el agua. Ahora bien, la cantidad de cadmio disuelta en el agua es similar a los de los nutrientes esenciales, los fosfatos y los nitratos. De esta forma el cadmio de los foraminíferos fósiles nos puede también indicar el mayor o menor recorrido de las aguas profundas, y darnos claves sobre la circulación general termohalina. En la actualidad el alto contenido de PO4 y Cd en las profundidades del Pacífico con respecto al agua profunda del Atlántico es atribuído a esta circulación, que va acumulando cadmio y nutrientes en su recorrido. La reducción de esta diferencia interoceánica durante los períodos más fríos puede indicar que la formación de NADW y la circulación termohalina era entonces menos intensa.

Boro

También los esqueletos de los foraminíferos incorporan boro equivocadamente. La composición isotópica de este boro depende de la proporción de borato y ácido bórico existente en el agua, que a su vez depende del pH. Y el pH oceánico depende, entre otras cosas, de la cantidad de CO2 disuelto en el agua en forma de ácido carbónico, en consonancia, a su vez, con la concentración de CO2 atmosférico. Así, el estudio isotópico del boro de las conchas de los foraminíferos fósiles permite determinar, con más o menos precisión, la evolución del CO2 oceánico, y atmosférico (Pearson, 2000). De todas formas, los resultados son discutidos pues no concuerdan con los obtenidos utilizando otras técnicas recientes de estudio del pH en los tiempos glaciales, también basados en el análisis de las conchas de los foraminíferos (Anderson, 2002).

referencias:

Anderson D. Et al., 2002, Increase in the Asian Southwest monsoon during the past four centuries, Science, 297, 596-599
Dia A.N. et al. 1992, Seawater Sr isotope variation over the past 300 kyr and influence of global climate cycles, Nature, 356, 786-788
Dickson J. 2002, Fossil echinoderms as monitor of the Mg/Ca ratio of Phanerozoic oceans, Science, 298, 1222-1224
Emiliani C., 1954, Depth habitats of some species of pelagig foraminifera as indicated by oxygen isotope ratios, American Journal of Science, 252, 149-158
Lea D. et al., 2000, Climate impact of late Quaternary Equatorial Pacific sea surface temperature variations, Science, 289, 1719-1723
Lea D. et al., 2003, Synchroneity of tropical and high-latitude atlantic temperatures over the last glaciation termination, Science, 301, 1361-1364
Nurnberg D. 2000, Taking the temperature of past ocean surfaces, Science,289, 1698-1699
Pearson P. et al.,2001, Warm tropical sea surface temperatures in the Late Cretaceous and Eocene epochs, Nature, 413, 481-487